İSTANBUL TEKNİK ÜNİVERSİTESİ AVRASYA YER BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ

HAZAR GÖLÜ (ELAZIĞ) ÇÖKELLERİNDE HOLOSEN’DEKİ İKLİM KAYITLARI

YÜKSEK LİSANS TEZİ Jeoloji Müh. Emine Gül SÜRMELİHİNDİ

Anabilim Dalı : YER SİSTEM BİLİMLERİ

Programı : İKLİM VE DENİZ BİLİMLERİ

OCAK 2009

İSTANBUL TEKNİK ÜNİVERSİTESİ AVRASYA YER BİLİML ERİ ENSTİTÜSÜ

HAZAR GÖLÜ (ELAZIĞ) ÇÖKELLERİNDE

HOLOSEN’DEKİ İKLİM KAYITLARI YÜKSEK LİSANS TEZİ Jeoloji Müh. Emine Gül SÜRMELİHİNDİ (601051005) Tezin Enstitüye Verildiği Tarih : 29 Aralık 2008 Tezin Savunulduğu Tarih : 22 Ocak 2009 Tez Danışmanı : Prof. Dr. Naci GÖRÜR

Diğer Jüri Üyeleri Prof. Dr. Namık ÇAĞATAY (İ.T.Ü)

Prof. Dr. Mehmet SAKINÇ (İ.T.Ü.)

Prof. Dr. Namık YALÇIN (İ.Ü.)

Prof. Dr. Barış MATER (İ.Ü.)

OCAK 2009

ÖNSÖZ

Tez çalışmam sırasında her türlü desteği sağlayan, her zaman yanımda olan, bilimsel katkı ve

eleştirileri ile beni yönlendiren ve en iyi olmam konusunda sürekli teşvik eden, değerli hocam,

danışmanım, Prof. Dr. Naci GÖRÜR’e sonsuz teşekkürlerimi sunarım.

İTÜ’ye geldiğim ilk günden itibaren, gerek maddi gerek manevi desteğini esirgemeyen,

herzaman bilimsel düşüncelerine başvurduğum ve benim gibi Deniz Jeolojisi’ne ilgi

duyanlara, yaptığı çalışmalarla emsal teşkil eden, tez çalışmam sırasında en az danışman

hocam kadar emeği olduğunu düşündüğüm, çok değerli hocam Prof. Dr. Namık

ÇAĞATAY’a,

Ostracod türlerin tayini sırasında danışmanlığına başvurduğum, çok kıymetli hocam Prof. Dr.

Cemal TUNOĞLU’na,

Tanıdığım günden itibaren bana gerçek bilimin nasıl yapıldığını gösteren ve bu uğurda

yılmadan uğraş veren, doğanın bilim dünyasına armağanı olduğunu düşündüğüm A. M. Celal

ŞENGÖR’e,

Deniz Jeolojisine başladığım günden itibaren birlikte çalıştığım, gerek laboratuvar

çalışmalarında, gerekse de bilimsel çalışmalarımda bana yardımcı olan, hem işine gösterdiği

özene, hem de insaniyetine hayran olduğum arkadaşım Araş. Gör. Ümmühan SANCAR’a,

Bu kısa yolculuk sırasında birlikte çalıştığım iş arkadaşlarım Emre DAMCI, Demet

BİLTEKİN, Araş. Gör. Sena AKÇER, Araş. Gör. Kadir ERİŞ, Araş. Gör. Umut Barış

ÜLGEN, Dursun ACAR ve diğer tüm EMCOL çalışanları ile canım arkadaşım Zümer

PABUÇCU’ya,

Çıktığım bu yolda her zaman yanımda olan, bana ışık tutan, her zaman sabretmemi söyleyen,

çok nazımı çeken, bana bilimi sevdiren ve benim için dünyanın en büyük bilimadamı olan,

babam İbrahim SÜRMELİHİNDİ’ye ve tüm aileme sabırlarından ve desteklerinden ötürü

teşekkür ederim.

Bu tez AB 6. Çerçeve Programı kapsamında EMCOL tarafından desteklenmiştir.

Bu tez İbrahim SÜRMELİHİNDİ’ye adanmıştır.

ii

İÇİNDEKİLER

ÖNSÖZ ii

İÇİNDEKİLER iii TABLO LİSTESİ v ŞEKİL LİSTESİ vi ÖZET vii SUMMARY viii

1. GİRİŞ 1 Çalışmanın Amacı 2 Önceki Araştırmalar........................................................................................... 2 2. COĞRAFYA.................................................................................................... 4 2.1. Jeomorfoloji................................................................................................ 4 2.2. Bitki Örtüsü................................................................................................ 5 2.3. İklimsel Özellikler...................................................................................... 6 2.4. Hidrolojik Özellikler................................................................................... 7 3. HAZAR GÖLÜ VE ÇEVRESİNİN JEOLOJİSİ.......................................... 10 3.1.Tektonik Konum.......................................................................................... 10 3.2.Sismotektonik Özellikler............................................................................. 11 3.3. Stratigrafi .................................................................................................. 13 4. HAZAR GÖLÜ’NÜN LİMNOLOJİK ÖZELLİKLERİ ............................. 17 5. ÇALIŞMA METODLARI............................................................................... 22 5.1. TOC/TIC Analizleri.......................................................................................25 5.2. XRF (X-Ray Fluorescence Spectroscopy ) Analizi.......................................25 5.3. MSCL ( Multi Sencore Core Logging ) Analizi............................................27 5.4. Mikropaleontolojik Analiz.............................................................................29 5.5. δ 18O ve δ 13C Duraylı izotop Analizleri.......................................................30 6. HAZAR GÖLÜ ANALİZ SONUÇLARI........................................................ 33 6.1.HZWS-1 Litolojik Tanımlaması.....................................................................33 6.2. HZPC-1 Litolojik Tanımlaması.....................................................................35 6.3. TOC/TIC Analiz Sonuçları............................................................................38 6.4. 14C yaş tayini sonuçları..................................................................................40 6.5. XRF(X-Ray Fluorescence Spectroscopy ) Analizi Sonuçları......................41 6.6. MSCL ( Multi Sensor Core Logger) Analizi Sonuçları...............................54 6.6.1. Manyetik Duyarlılık................................................................................54 6.6.2. P Dalga Hızı............................................................................................58 6.6.3. Porozite ve Yoğunluk............................................................................. 58 6.6.4. Elektrik Direnci (Elektriksel Resitivite)..................................................58 6.7. Ostracod AnaliziSonuçları....................................................................... 59 6.7.1. Ostracodların Paleoçevresel ve Paleoiklimsel Çalışmalardaki Yeri..........59 6.7.2. Ostracod türleri ve tanımlama sonuçları................................................... 61 6.8. δ 18O ve δ 13C Duraylı İzotop Sonuçları......................................................... 65

iii

7. HAZAR GÖLÜ SEVİYE DEĞİŞİMLERİ.......................................................73 8. SONUÇLAR VE TARTIŞMA........................................................................... 77 KAYNAKLAR..........................................................................................................79 ÖZGEÇMİŞ..............................................................................................................89 EKLER……………………………………………………………………………..90

iv

ÇİZELGE LİSTESİ

Sayfa No Çizelge 1 Hazar Gölü’nde ölçülen sıcaklık değerlerinin derinlikle

değişimi ……………………........................................................ 18

Çizelge 2 HZPC-1 karotuna ait yaş sonuçları........……………………....... 41

v

ŞEKİL LİSTESİ

Sayfa No Şekil 1 Şekil 2 Şekil 3 Şekil 4 Şekil 5 Şekil 6 Şekil 7 Şekil 8 Şekil 9 Şekil 10 Şekil 11 Şekil 12 Şekil 13 Şekil 14 Şekil 15 Şekil 16 Şekil 17 Şekil 18 Şekil 19 Şekil 20 Şekil 21 Şekil 22 Şekil 23 Şekil 24 Şekil 25

: Yukarı Fırat Bölümü........................................………………..... : Hazar Gölü’ne karışan önemli akarsu ve dereler................................... : Türkiye’nin tektonik rejimi.................................................................... : Doğu Anadolu Fayı ve yan kolların konumu…………………............. : Hazar Gölü’nün Jeoloji Haritası................................................... : Hazar Gölü Havzasının Genelleştirilmiş Stratigrafik Kesiti......... : Hazar Gölü Havzası ve ölçüm noktaları……………………….... : Hazar Gölü Klorofil-A değerleri…………………………........... : Hazar Gölü Batimetri haritası ve karotların lokasyonu................ : HZWS-1 karotunun litolojik logu……………………................. : HZPC-1 karotunun litolojik logu……………………………….. : HZWS-1 karotunun CaCO3 – Corg analizi grafiği…………….. : HZPC-1 karotunun CaCO3 – Corg analizi grafiği……………... : Hazar Gölü çökellerinin sedimantasyon hızları............................ : HZWS-1 yüzey karotunun XRF sonuçları……………………… : HZPC-1 0-88 cm aralığının XRF sonuçları.................................. : HZPC-1 88-181 cm aralığının XRF sonuçları.............................. : HZPC-1 181-283 cm aralığının XRF sonuçları……………….... : HZPC-1283-381 cm aralığınınXRF sonuçları………………….. : HZPC-1 381-506,5 cm aralığının XRF sonuçları………………. : HZWS-1 yüzey karotunun MSCL sonuçları…………................ : HZPC-1 karotunun MSCL sonuçları……………………………. : Hazar Gölü ostracod faunasının SEM görüntüleri………….…... : Hazar Gölü izotop sonuçları ve TOC/TIC karşılaştırılması......... : Hazar Gölü’ndeki seviye değişimleri………………………........

5 8 11 12 14 15 17 20 24 34 37 39 40 41 43 45 50 51 52 53 56 57 64 71 75

vi

ÖZET

Bu tez çalışmasının amacı, göl sedimentlerinde saklı olduğu düşünülen Geç Holosen

dönemine ait paleo iklimsel ve paleo ortamsal koşulları araştırmaktır. Bu amaçla Temmuz

2007 senesinde, Hazar Gölü’nden iki adet sediment karotu alınmıştır. Karotlarda yapılan,

duraylı oksijen, karbon izotopu, TOC (Toplam Organik karbon), TIC (Toplam İnorganik

karbon) analizleri ve XRF karot tarayıcısı, MSCL aletleriyle tayin edilen jeokimyasal ve

fiziksel özelliklerin incelenmesi sonucunda gölün 4000 yıllık süreç içerisinde yüzyıllık

periyodlar sunan önemli iklimsel değişimleri sakladığı sonucu ortaya çıkmıştır.Yapılan

jeokimyasal analizlerden XRF yöntemiyle, göle nehir suyu girişinin arttığı yağışlı dönemler,

Fe, Ti, K, Si, S gibi silisiklastik elementlerin, kurak dönemler ise Ca, Sr elementlerinin

artışıyla temsil olmaktadır. Kütle spektrometre yöntemi kullanılarak yapılan 14C

yaşlandırması sonucu bu dönemlerden özellikle, G.Ö. 3100-2900, G.Ö. 820-740 ve G.Ö. 600-

400 zaman aralıklarına karşılık gelen yağışlı dönemler, MSCL analizlerinde de özellikle

yüksek manyetik duyarlılık değerleriyle öne çıkmaktadır. Bu yağışlı dönemler içerisinde, göle

nehir sularının girişiyle, δ 18O izotop değerleri hafiflemekte, TIC ve TOC değerleri

azalmaktadır. Kurak dönemlerde, buharlaşma sonucu, göl suyu 18O’ce zenginleşirken, TIC ve

TOC değerleri de artış göstermektedir. Bu değişimlerin global ölçekte gelişmiş iklimsel

değişimlerle korele edilmesi sonucu, bu süreçlerden etkilenmiş olabileceği ortaya çıkmıştır. 14C yaşlandırması sonucu bu değişimlerin, Geç Tunç (Bronz) Çağı-Erken Demir Çağı geçişi,

Ortaçağ Sıcak Periyodu ve Küçük Buzul Çağı periyodlarından etkilenmiş olabileceği

düşünülmektedir.

vii

viii

SUMMARY

The aim of this study is to investigate paleoclimatic and paleoenvironmental conditions

during Late Holocene period from lake sediments. For this purpose, two sediment cores taken

from Lake Hazar, in July 2007. Geochemical and physical property proxy analyses such as

stable oxygen and carbon isotopes, TOC, TIC, XRF Core Scanner, MSCL of two sediment

cores which were taken from the Lake Hazar indicate that the lake underwent significant

centennial scale climatic changes during the last 4000 years. The geochemical analyses with

XRF, shows that wetter conditions indicated by increased Fe, Ti, K, Si, S silisiclastic elements

by river input and arid conditions indicated by increased Ca and Sr elements. Accelerator

Mass Spectrometry 14C dating shows that some of these wetter periods especially 3100-2900

yr BP, 820-740 yr BP and 600-400 yr BP, also indicated by high magnetic susceptibility

values in MSCL analyses. In wetter conditions, δ 18O isotope values getting lighter and

TIC/TOC values decreased by river input. The arid conditions represented with high δ 18O

and TIC/TOC values by evaporation. These changes may paralell global scale climatic

changes as suggested by the correlation of our proxy data with global scale standards. 14C

dating shows that some of these changes may correspond to The Late Bronze Age to Early

Iron Age transition, Medieval Warm Period and Little Ice Age periods.

1

1.GİRİŞ

Hazar Gölü, Doğu Anadolu Bölgesinin Yukarı Fırat Bölümü’nde yeralan bir tatlısu

gölüdür. Elazığ il merkezinin 22 km güneydoğusunda bulunan Hazar Gölü’nü

kuzeyden Çelemlik-Mastar sıra dağları ve güneyden Hazar Yaylım dağları

kuşatmaktadır (Şekil 1). Hazar Gölü, Doğu Anadolu Fay kuşağı boyunca, kuzeydoğu-

güneybatı doğrultusunda uzanır. Gölün deniz seviyesinden yüksekliği 1248 m olup, 7

km genişlikte ve 22 km uzunluğundadır. Hazar Gölü 82 km2 alanı kapsar ve derinliği

200 m'ye ulaşmaktadır.

Hazar Gölü, doğrultu atımlı sol yönlü bir fay kuşağı olan DAF (Doğu Anadolu Fayı)

üzerinde oluşmuş bir çek-ayır (pull-apart basin) havzasıdır (Hempton ve diğ., 1983;

Dune ve Hempton, 1984; Herece ve Akay, 1992). Bu konu hakkındaki bir başka

düşünce de, gölün doğusunda ikiye ayrılan ana fayın göl boyunca güneybatıya doğru

hareket etmesiyle oluşan yarı paralel ve mercek biçimli bir çöküntü havzası olduğu

düşüncesidir. Negatif çiçek yapısı denilen bu yapı, yine doğrultu atımlı faylanma

sonucu oluşur ( Aksoy ve diğ., 2007).

Hazar Gölü, gerek Doğu Anadolu Fay (DAF) zonu üzerindeki konumu gerekse de

tarihsel çağlar boyunca iklimde gelişen glasiyal ve interglasiyal süreçlerden etkilenerek

çeşitli su seviyesi değişimlerine uğramıştır. Ancak bu değişimlerin hangi iklimsel ya da

tektonik süreçlerle geliştiği ve değişimlere neden olan bu süreçlerin hangi zaman

aralıklarında, ne kadar etkili olduğu konusu henüz yeterince aydınlatılamamıştır.

Göl seviyesi değişimlerini kontrol eden mekanizmaların başında gelen iklim,

Yerkürenin 4,6 milyar yıllık jeoloji tarihi boyunca farklı davranışlar sergilemiştir. Bu

davranışların temelinde ise, Dünya yörüngesindeki hareketler, Güneş’in uzaya yaydığı

enerji miktarı ve atmosfer ile yerküre bileşiminde oluşan değişimler bulunur.

Günümüzde bilim adamlarını paleo iklim çalışmalarına iten ana neden çölleşme,

ormansızlaşma, kuraklık, sera etkisi, tarımsal alanların kaybı, biyolojik çeşitlilik kaybı

2

ya da türlerin azalması gibi tehlikelere karşı önlemler almaktır. Eski iklimlere ait

bilgiler ise, toprağın, tortuların, deniz ve göllerin diplerindeki çökel kayıtlarında

saklıdır.

Bu çalışmada amaçlanan, Hazar Gölü’nden alınan HZWS-1 ve HZPC-1, kısa ve uzun

çökel karotlarının sedimentolojik, jeokimyasal, paleontolojik ve izotop analizleri ile bu

göl ve çevresindeki bölgede Holosen’de (yaklaşık son 10 bin yıl) oluşmuş iklim ve

diğer çevresel değişimleri araştırmaktır. Hazar Gölü’nün böylesi bir çalışmada

seçilmesindeki ana neden, hem iklimsel hem de tektonik olarak son derece önemli bir

alanda konumlanmış olmasıdır.

Hazar Gölü gerek jeolojik konumu, gerek oluşum şekli bakımından günümüzde olduğu

kadar geçmişte de birçok araştırmacının dikkatini çekmiştir. Bu nedenle, Hazar Gölü ve

yakın çevresinin morfolojik, jeolojik, tektonik açıdan inceleme çalışmaları çok eskilere

dayanır. Bu konudaki en eski yayınlar içerisinden Huntington (1902), Perinçek (1979),

Hempton ve diğerleri (1983), Hempton (1984,1985), Dune ve Hempton (1984), Yazgan

(1984), Şengör ve diğerleri (1985), Sungurlu ve diğerleri (1985), Bingöl (1986),

Muehlberger ve Gordon (1987), Perinçek ve diğerleri (1987), Herece ve Akay (1992),

Turan (1993), Gürocak (1993), Kaya (1993) ve yakın zaman içerisinde yayınlanmış

olan Çetin ve diğerleri (2003) ile Aksoy ve diğerleri (2007) öne çıkar.

Hazar Gölü’nün ne zaman oluştuğuyla ilgili araştırmaların çoğu, gölün oluşum yaşını

DAFK’nın oluşum yaşıyla ilişkilendirilmiştir. Faylanmanın yaşı ise Üst Pliyosen yani

günümüzden yaklaşık 3-5 milyon yıl öncesi olarak kabul edilir ( Lyberis ve diğ., 1992;

Herece ve Akay, 1992; Taran, 1993).

Hazar Gölü’nün derinliği konusunda yapılan çalışmalar çok çeşitli olmakla birlikte, tüm

araştırmacıların vardıkları ortak nokta, gölün 200 m yi bulan derinliğe sahip olduğudur.

Huntington (1902)’de yaptığı çalışmasında gölün derinliğini 213 m, Karan (1960) 80

m, DSİ (1970) 152 m, Akşiray (1971) 216 m, Chaput (1976) ise yöre halkından

edindiği bilgilere göre 300 m olduğunu öne sürmüş ve Biricik (1993) ise 80 m rakamı

vermiştir. Daha güncel olan Moreno ve diğerleri (2008) ise yaptıkları sismik çalışmalar

neticesinde gölün en derin noktasını 200 m olarak vermiştir.

3

Hazar Gölü limnolojisi üzerine yapılan yayınlar, Akbay (1996) ve daha çok gölün

biyolojik özellikleriyle ilgili olanlar, Şahin ve Baysal (1972), Tokat (1972, 1976), Şen

(1988), Tellioğlu ve Şen (2001) çalışmalarında toplanmıştır. Hazar Gölü’nün su

kalitesiyle ilgili DSİ’nin 1993-1996 yılları arasında yaptığı çalışmalar, gölün fiziksel,

kimyasal, bakteriyolojik özelliklerini sunmaktadır (Ünlü ve Uslu, 1999). Bunun

yanısıra Cici (1995), Ünlü ve diğerleri (1996) ve Çoban (2007) Hazar Gölü su

kalitesiyle ilgili araştırmalarda bulunmuşlardır.

Hazar Gölü’nün su seviyesi değişimleri de öne çıkan ve çeşitli araştırmalara konu olan

özelliklerinden biridir. Hazar Gölü’nün Pleistosen’de günümüzdeki seviyesine göre 100

m daha yüksek olan seviyesi, Pleistosen’deki iklimsel periyotlardan etkilenmiş ve su

seviyesinde belirli zaman aralıklarında çekilme ve yükselmeler meydana gelmiştir. Tez

çalışmamız sırasında da özellikle vurgulanan bu seviye değişimleri çoğu araştırmacı

tarafından daha önce konu edilmiştir (Dupre, 1819; Ritter, 1843; Hommaire de Hell,

1854; Wünsch, 1885; Sieger, 1888; Lahn, 1948, 1951; Chaput, 1976; Herece ve Akay,

1992; Tonbul ve Özdemir, 1994; Özdemir, 1994). Bunun dışında göl seviyesi

değişimlerini, ayrıntıya fazla inmeden sadece çalışmalarında değinen araştırmalarda

bulunmaktadır (Erinç, 1953; İnandık, 1965, 1966, 1967; Akkan, 1972; Biricik,1993).

4

2. COĞRAFYA

2.1. Jeomorfoloji Hazar Gölü Yukarı Fırat Bölgesi’nde yeralmaktadır. Bu bölge, güneyde Doğanşehir

depresyonu ile Kulp meridyeni arasında kalan Güneydoğu Torosların dış etekleri ve

doğuda Muş depresyonunun batı kenarından başlayarak, Tezcan havzasının doğu

kenarına kadar uzanan bir hattı kapsamaktadır (Erinç, 1953). Bu alan, batısında,

Malatya havzasının güneyinde bulunan Beydağı ( 2544 m) ve Buzdağlar (2612 m.) ile,

doğusunda Palu’nun güneyinde kalan Akdağlar ( 2500 m ) arasında kaldığından

çevresine göre daha çukurdur. Fırat ve Dicle vadileri arasına düşen bu kesimde,

birbirine paralel uzanan, kuzeyden güneye sırasıyla, Çelemlik-Mastar sıra dağları,

Hazar-Yaylım sıra dağları, Maden dağları olmak üzere 3 dağlık alan ve bunlar arasına

sıkışmış, Hazar Gölü depresyonu ile Behrimaz-Çitli depresyonları yer alır (Erinç,

1953). Hazar Gölü depresyonuna paralel ve Toros istikametine bağlı olarak KD-GB

gidişli Uluova, bölgenin daha doğusunda, Elazığ ovası ise bölgenin kuzeyinde

konumlanmıştır.

Hazar Gölü havzası, Karaoğlan (2200 m), Hazar (2347 m) ve Mastar (2171 m) dağları

gibi yükseltilerle çevrelenmiş olsa da 2000 m’den daha alçak sahalar bu bölge

içerisinde daha geniş bir alan işgal eder (Şekil 1).

5

Şekil 1 Yukarı Fırat Bölümü

Bu çukurluk kesim, daha yaşlı jeolojik birimlerin olduğu bir bölge olup, birbirine

paralel ve sıkışık sıralar halindeki bir dizi küçük antiklinal ve senklinalden oluşan yapı

sunmaktadır ( Erinç, 1953 ). Hazar Gölü depresyonu, doğusunda bulunan hafif meyilli,

düz tabanlı olgun bir vadi ile Dicle nehrine açılmakta olup, göl suları önceleri bu nehir

için bir kaynak vazifesi görmekteydi.

2.2. Bitki Örtüsü

Hazar Gölü çevresinin toprak örtüsünü stepden çöle geçiş alanlarının toprakları olan

kırmızı kahverengi topraklar, daha alçak kesimlerde bilhassa birikinti konileri,

yelpazeler ve deltalar üzerinde ise, yüksek arazi topraklarının aşınıp taşınmasıyla

oluşan kolüvyal topraklar ve alüvyal topraklar ve erozyon şiddetinin yüksek olduğu dik

yamaçlarda genç ve toprak içeriği %75’ten fazla taş olan litosolik topraklar yer

almaktadır. Hazar Gölü çevresinin doğal bitki örtüsünü ise, sahanın çeşitli yerlerinde

rastlanan tek ve küçük topluluklar halindeki ağaçlar dışında, bu ağaç topluluklarının

6

insan etkisiyle tahribi sonucu gelişen antropojen stepler oluşturmaktadır. Bunların

yanısıra soğuğa karşı dayanaklı meşe ormanları ve kuraklığı yansıtan ardıçlar gözlenir.

2.3. İklimsel Özellikleri

Doğu Anadolu iklimi genel anlamda şiddetli kontinental özelliği göstermesinin yanısıra

yağış miktarı ve nemlilik derecesi bakımından komşusu olan İran ve İç Anadolu’ya

nazaran daha elverişli koşullara sahiptir (Erinç, 1953). Çalışma sahamızında içinde

olduğu Doğu Anadolu’nun güney ve güneybatısında Akdeniz yağış rejimi etkilidir ve

bölge en çok yağışı bahar aylarında alır. Bölgemizde, yaz mevsimi boyunca etkin olan

Afrika üzerinden gelen kuru ve stabil özellikteki sıcak, tropikal hava kütlesi kuraklığın

bu dönemde artmasına neden olur (Erinç, 1969). Bu sıcak kütle hareketiyle birlikte

gelişen etkin hava hareketi, Atlas Okyanusu’nun subtropikal yüksek basınç sahasından

Basra Körfezi üzerindeki alçak basınç alanına doğru hareketle kuzey doğrultulu

rüzgarlar halindedir. Kış mevsiminde ülkemiz üzerinde etkin olan kutbi hava

hareketleri, kuzeybatısından gelen Kuzey Atlantik hava hareketleri ile

kuzeydoğusundaki Sibirya, Rusya ve İskandinavya üzerinden gelen hava kütlelerinin

tesiri altındadır. Doğu Anadolu’da ise Kuzey Afrika, Güney Balkanlar ve Ortadoğu

üzerinden gelen subtropikal hava kütleleri bu dönemde etkindir. Sonuçta, Kutbi karasal

(kontinental) ve tropikal hava kütleleri arasındaki bu mücadele bu bölge ikliminde etkin

rol oynar (Erinç,1953).

Hazar Gölü ve çevresi, Doğu Anadolu bölgesinin diğer kesimlerine oranla daha az

karasal olan Yukarı Fırat bölümünün batı yarısında hüküm süren iklim ile Güneydoğu

Anadolu’nun bozulmuş Akdeniz iklimi arasında bir geçiş sahasında yer almakta, bir

taraftan ana çizgileriyle kuzeyinde ve güneyinde yer alan bu iklimlerin özelliklerini

taşırken, bir taraftan da kendine özgü iklim şartlarıyla dikkati çekmektedir. Coğrafi

konumu daha serin ve daha az kurak, kışları ise, daha yağışlı ve biraz daha soğuktur.

Diğer taraftan yağışın yıl içerisindeki dağılışına bakıldığında, en yağışlı mevsimin kış

ve ilkbahara rastlaması Akdeniz yağış rejimine benzer bir özellik sergilediğini

göstermektedir.

7

Klimagram yöntemi ile yapılan iklim sınıflamasına göre Hazar Gölü havzası soğuk

karasal özellik göstermektedir. Çalışma alanının içerisinde bulunduğu bölgede yıllık

ortalama sıcaklık değeri 12,9 ˚C ve yıllık ortalama yağış 551,7 mm’dir. Yine aynı alan

içerisinde bulunan Sivrice’nin yıllık ortalama sıcaklık değeri 11,8 ˚C derecedir ve yıllık

ortalama yağış değeri 600,7 mm’dir. Havzada ölçülen en düşük sıcaklıklar Ocak

ayında, en yüksek sıcaklıklar Temmuz ayında görülmektedir. Havza en fazla yağışı

Nisan ayında alırken, en yağışsız geçen ay Ağustos ayıdır (DMİ, 2000).

2.4. Hidrolojik Özellikleri

Hazar Gölü’nün güneyinde bulunan Hazar Dağı’nın andezit ve bazaltlardan oluşuyor

olmasından ötürü, oluşan bol çatlaklı ve gözenekli yapısı itibariyle, çok sayıda

süreklilik gösteren su kaynaklarının buralarda bulunması tesadüfi değildir. Hazar

Dağı’ndan inen akarsuların derine aşındırması sonucu oluşan V şekilli çentik (kertik)

vadiler oluşturup yüzeyde derin izler açar ve göle ulaştıkları yerlerde küçük birikinti

konileri ile fan-deltalar meydana getirir.

Göle batıdan karışan Kürksuyu, göle gelen en önemli akarsu olup doğudan karışan

Zıkkım ile Savsak dereleri de göle önemli miktarda su taşır (Şekil 2). Zıkkım Deresi ve

Kürksuyu, havzadaki diğer akarsuların aksine, Doğu Anadolu Fay zonuna karşılık

gelen oluğa yerleşmiş subsekant akarsulardır. Yani tektonik yapıya uygun, doğu-batı

yönünde akan “boyuna” akarsulardır. Buna karşılık diğer dereler ise, oldukça yakın

jeolojik devirlerde meydana gelen epirojenik hareketler sonucu oluşmuş, kuzey-güney

yönlü “enine” akarsulardır (Günek ve Yiğit, 1995).

Kürksuyu, batıdan fay hattına yerleşmiş derin bir çentik vadi içerisinde akar. Hazar

Dağı eteklerinde yüzeye çıkan birçok fay kaynağının suyunu da alarak, Sivrice kasabası

batısında büyük bir delta oluşturup göle karışır. Kürksuyu kış ve özellikle bahar

aylarında bölgeye gelen yağışlarla paralellik gösterip yatağında bol su bulundurur ve

göle yıllık ortalama 5,9x106 m3 kadar su taşır ( Şen ve diğ., 2002). Temmuz-Ağustos-

Eylül aylarında ise yaz kuraklığıyla taşıdığı miktar azalsa da bir miktarda olsa göle su

taşır.

8

Şekil 2 Hazar Gölü’ne karışan önemli akarsu ve dereler (Duran ve Günek, 2005)

Zıkkım Deresi, gölün Kuzeydoğusunda yer alan Mastar Dağları’nın güney eteklerinde

yüzeye çıkan iki ayrı kaynağın birleşmesiyle oluşur. Göle yıllık ortalama 2,2 x106 m3

kadar su taşımaktadır. Zıkkım deresi 2 km gibi oldukça kısa bir uzunluğa sahip

olmasına rağmen yerleşmiş olduğu, iki taraftan faylı çöküntü alanına getirdiği

malzemelerle göle 300-350 m mesafe kala önce birikinti yelpazesi oluşturur, bu

mesafeden göle kadarki aralıkta da delta özelliği kazanmaya başlar ve nihayet göl

kıyısında Gezin deltasını oluşturarak göle ulaşır.

Sevsak Deresi, Çelemlik Dağları üzerinde geniş bir tepelik alanı oldukça derin bir

biçimde kazarak, göle doğru dar ve derin bir vadi şeklinde uzanır. Bu dere, önünde

küçük bir yelpaze oluşturduktan sonra, yelpaze malzemeleriyle iç içe olacak biçimde

30-40 m.uzunluğunda deltaik malzemede yer alır. Mart, Nisan gibi yağışlı mevsimlerde

fazlalaşan dere suları, yaz aylarında nerdeyse göle hiç malzeme getirmez. Diğer

önemsiz derelerde, Sevsak deresinin özelliklerini az-çok yansıtır.

Kavak Deresi, diğer bir adıyla Behrimaz Çayı, Hazar Gölü havzası içinde yer

almamasına rağmen sonradan bir kanalla havzaya dahil olmuş ve göle derive olmaya

başlamasıyla birlikte, Hazar Dağı’nın güney eteklerinden çıkan kaynak sularıyla gölü

9

beslemektedir. Bu derenin, DSİ (Devlet Su İşleri) tarafından 1960’da yapılan bir

çevirme kanalıyla göle akışının sağlanmasında Hazar Hidroelektrik santrallerinin

devreye girmesiyle azalmaya başlayan göl sularını karşılama düşüncesi yatmaktadır.

Kavak çayı, yıllık ortalama 3x107 m3 kadar suyu göle taşımaktadır. Ekim ayı

ortalarında başlayan su taşıma, Şubat ayı sonuna kadar artarak devam eder ve Mart ayı

başlarından itibaren alçalmaya başlar, Temmuz başlarında tamamen etkisini kaybeder.

Özellikle sulamada kullanılmasına bağlı olarak Ağustos ve Eylül aylarında çevirme

kanalı tamamen kuru kalır (Günek ve Yiğit, 1995).

10

3. HAZAR GÖLÜ VE ÇEVRESİNİN JEOLOJİSİ

3.1. Tektonik Konum

Hazar Gölü sol yanal atımlı Doğu Anadolu Fayı (DAF) üzerinde yeralmaktadır. Doğu

Anadolu Fayı (DAF) Orta Miyosen’den günümüze aktivitesini sürdüren Türkiye

neotektoniğinin ana elemanlarından bir olma özelliğindedir. Bilindiği gibi Orta

Miyosen’nin Serravaliyen döneminde Arabistan ve Avrasya levhalarının çarpışması

sonucu Bitlis Okyanusu’nun (Güney Tetis) kapanması ile neotektonik dönem

başlamıştır (Şengör ve diğ., 1985). Bu dönemde Doğu Anadolu Bölgesi, kıtaiçi sıkışma

rejimi neticesinde deformasyon sonucu yükselmiştir. Sıkışmanın etkisiyle Anadolu

levhacığı iki yanal atımlı fay boyunca batıya doğru kaçmaya başlamıştır (escape

tectonics). Bu faylardan biri 1200 km uzunluğundaki Kuzey Anadolu fayı (KAF),

diğeri ise Doğu Anadolu Fayı (DAF)’tır (Şekil 3). Anadolu levhası KAF hattı boyunca

yılda 2,5 cm hızla hareket ederken, DAF boyunca 1 cm hızla hareket etmektedir.

Neotektonik rejim içerisinde yanal hareketler en fazla Pliyosen döneminde etkin hale

gelmiştir (Şengör ve Yılmaz, 1981; Dewey ve diğ., 1986; Şaroğlu ve Yılmaz, 1987;

Ercan ve diğ., 1990; Koçyiğit ve diğ., 2001; Aksoy ve diğ., 2007). Neotektonik

dönemin farklılık sunan yapıları arasında, üzerlenmiş havzalar, Kuvaterner çek-ayır

(pull-apart) havzalar, eşyaşlı doğrultu atımlı faylar ve faylanma kaynaklı sığ odaklı

depremler, K-G gidişli kısa normal faylar, açılma çatlakları ile genç volkan ve volkan

dizileri bulunur (Koçyiğit, 2002).

DAF Karlıova üçlü eklem noktasından başlar ve Bingöl, Palu, Hazar Gölü, Pötürge,

Sincik, Narlı, Türkoğlu yörelerinden geçerek İskenderun körfezine kadar uzanan geniş

bir alanda konumlanır. Kuzeydoğu-Güneybatı doğrultusunda uzanan bu kuşak yaklaşık

700 km uzunluğunda olup, ortalama 30 km genişliktedir (Arpat ve Şaroğlu, Koçyiğit ve

diğ., 2003, Aksoy ve diğ., 2007). Bu kuşak içerisinde çok sayıda paralel veya yarı

paralel sol yanal atımlı faylar bulunur (Şekil 4). Bu faylarda sıçrama (stepover),

11

ayrılma, bükülme (bending) ve yön değiştirmelere rastlanır. Ayrıca bu yapılar arasında

dere ötelenmelerini, fay yamaçlarını, dönmüş (rotated) fay vadi ve sırtlarını, asılı

vadileri (hanging valleys), heyelanları, su kaynaklarını ve yanal atımlı havzaları (strike-

slip basins) görmek mümkündür (Çetin ve diğ., 2003). Bunlardan biri de, kuşkusuz,

Elazığ yöresinde konumlanan Hazar Gölü (çek-ayır) havzasıdır.

Şekil 3 Türkiye’nin tektonik rejimi (Kandilli Rasathanesi, 2000)

3.2. Sismotektonik Özellikler

Hazar Gölü havzası yanal atımlı bir fay havzasıdır. Bu havza Hazar Gölü ve yakın

çevresinde birçok çalışması olan Hempton ve Dunne’e (1984) göre tipik bir çek-ayır

havzasıdır ve DAF’ın, Hazar Gölü’nün kuzeydoğu ucunda sola sıçraması (left-

stepover) sonucu oluşmuştur. Bu yorum ulusal ve uluslararası bilim çevrelerince yaygın

bir kabul görmüştür (Şengör ve diğ., 1985; Şaroğlu ve diğ., 1992; Çetin ve diğ., 2003).

Fakat günümüzde bazı çalışmacıların yorumları, Hazar Gölü’nün bir çek-ayır havzası

12

olmadığı ve DAF kuşağında negatif bir çiçek yapısı (negative flower structure) olarak

geliştiği yönündedir (Ercan ve diğ., 1997).

Hazar Gölü havzası ve çevresinde DAF oldukça geniş bir zon oluşturur (75 km) ve

karmaşık fay kuşaklarından meydana gelir. Kuzeyden güneye doğru bu fay kuşakları;

Baskil, Elazığ, Uluova, Sivrice, Adıyaman ve Lice-Çermik olup, Hazar Gölü Sivrice

fay kuşağı içerisinde yeralır. Bu kuşak 2-6 km genişlik ve 180 km uzunluğuyla Palu-

Yarpuzlu arasında yeralır. Bu kuşak içerisinde Gezin-Sivrice, Kartaldere-Gölardı ve

Uslu-Karaçalı fay takımları bulunur (Şekil 4). Bu faylar doğrultu atım bileşeninin

yanında önemli oranda da normal atım bileşenine sahiptir. Gelişen düşey hareketler, fay

kuşağı içerisinde yarı paralel ve mercek biçimli çöküntülerin oluşumuna neden olur ki,

Hazar Gölü’de bu türde gelişen çöküntünün bir sonucu oluşmuştur.

Şekil 4 Doğu Anadolu Fayı ve yan kolların konumu (MTA)

13

Hazar Gölü ve çevresi sismik yönden son derece aktif bir zondur. Göl ve yakın

çevresinde çeşitli araştırmacıların yaptıkları aletsel mikro sismik ölçümlerden çıkan

sonuca göre, bu yörede ortalama günde büyüklüğü 3’ten küçük 5 depremin olduğu

ortaya konmuştur (Çetin ve diğ., 2003). Bunun yanında aynı bölgede yapılan

paleosismik çalışmalar ve tarihsel kayıtlar, bu yörede 7’den büyük depremlerin

olduğunu da açıkça göstermiştir (Ergin ve diğ., 1967; Ambraseys, 1989; Ambrassey ve

Finkel, 1995; Ambrassey ve Jackson, 1998). Hazar Gölü, Palu ve Bingöl yörelerinde

olan 1874, 1875 ve 1971 depremleri bunların en fazla bilinenleridir. 1874 Mayıs ayında

büyüklüğü Ms=7.1 olan deprem Hazar Gölü ve yakın çevresini ciddi bir şekilde

etkilemiş ve gölün güney kenarı 1-2 m yükselmiştir. Bu yükselme olayı neticesinde

Hazar Gölü suyunu Dicle nehrine boşaltan kanal askıda kalmış ve göl suyunun nehre

akışı durmuştur. Bu olay göl seviyesinin yükselerek yakın çevredeki yerleşim alanlarını

basmasına neden olmuştur (Kilise Adası). Büyüklüğü Ms=6.7 olan 1875 depremi

sırasında da güney kenar, dolayısıyla Dicle bağlantı kanalı 2 m daha yükselmiş ve

bugünkü konumunu almıştır. Bingöl depremi (Ms=6.8), 1971 yılında Bingöl ve yakın

çevresini etkilemiş ve büyük oranda can ve mal kaybına neden olmuştur (Ambrasseys

1989; Ambrasseys ve Jackson, 1998).

3.3. Stratigrafi

Hazar Gölü çevresinde yaşı Paleozoik’den Güncel’e kadar değişen kaya grupları

yüzeylenmiştir. Paleozoik-Eosen yaşlı kayalar Hazar Gölü havza dolgusunun temelini

oluşturur. Bu temel kayalar başlıca; Paleozoik-Mezozoik yaşlı Pütürge Metamorfitleri,

Jura-Kretase yaşlı Guleman Ofiyolitleri, Senoniyen yaşlı Elazığ volkanitleri,

Maastrihtiyen-Alt Eosen yaşlı Hazar grubu ve Orta Eosen yaşlı Maden karmaşığı

birimlerinden oluşmaktadır (Hempton 1985; Sungurlu ve diğ., 1985; Herece ve Akay,

1992; Aksoy, 1993; Tatar ve diğ., 1995; Çelik, 2003 ve Aksoy ve diğ., 2007).

14

Şekil 5 Hazar Gölü’nün Jeoloji Haritası (Tatar ve diğ, 1995)

Plio-Kuvaterner çökelleri Hazar Gölü havzasının dolgusunu meydana getirir. Bu

çökeller traverten, akarsu, aluviyal yelpaze ve göl çökellerinden oluşur. Göl çökelleri

dışındaki çökellerin herbiri, çimentolanma ve yaş durumuna göre eski ve yeni çökeller

şeklinde kendi içlerinde de bölümlendirilir ( Çetin ve diğ., 2003; Aksoy ve diğ., 2007).

Hazar Gölü’nün doğusunda yaygın olarak yüzeylenen bu çökellerin stratigrafik sütunda

sıralanışını incelersek, en altta travertenleri görürüz. Travertenler temel kayaları açılı

bir uyumsuzlukla örterken, faylara paralel olacak şekilde yüzeylenir. Laminalı ve

gözeneklidirler. Travertenlerin üzerinde ise eski akarsu çökelleri bulunur (Şekil 5). Bu

çökeller de bazen temel kayalarını açılı bir uyumsuzlukla örter ve gri renkli, kötü

tabakalıdır. Kötü-orta boylanmalı, yuvarlak-yarı yuvarlak çakıl ve bloklardan

oluşmuştur. Çakıllar temele ait metamorfik, volkanik ve sedimenter kayalardan

türemiştir. Bu kaba klastikler içerisinde kum merceklerine ve çapraz tabakalara

rastlanır.

15

Şekil 6 A) Hazar Gölü Havzasının Genelleştirilmiş Stratigrafik Kesiti; B) Hazar Gölü’nün GB köşesindeki fan delta çökellerinin ölçülmüş stratigrafik kesiti; C) Kürk suyu içerisindeki flüviyal çökellerin ölçülmüş stratigrafik kesiti ( Aksoy ve diğ., 2007)

Eski akarsu çökelleri, üste doğru uyumsuz olarak eski alüvyal yelpaze çökellerine geçer

(Şekil 6). Eski alüviyal yelpaze çökellerinin kalınlığı yelpazeden yelpazeye değişir ve

tabakasız ya da çok kötü tabakalıdır. Genellikle kırmızı renkli, kaba çakıl ve

16

çakıltaşlarından oluşmuştur. Çakıllar temel kayalardan türemiş olup, kötü boylanmalı,

köşeli-yarı köşelidir. Bu birim içerisinde yer yer toprak oluşumuna da rastlanmıştır.

Eski alüvyal yelpaze çökellerinin günümüzden yaklaşık 14-15.000 bin sene önce

oluştuğu saptanmıştır ( Çetin ve diğ., 2003). Buna göre bu çökeller Üst Pleistosen

yaşlıdır ve alttaki eski akarsu çökelleri Alt-Orta Pleistosen yaşlı olmalıdır.

Modern akarsu çökelleri ve alüviyal yelpazeler güncel akarsu ve dere yatakları ile

bunların ağızlarında bulunur. Litolojik açıdan eskilerine benzerken, içerisinde toprak

gelişimlerine rastlanır. Modern akarsu ve alüviyal yelpaze çökelleri yanal olarak Hazar

Gölü içerisindeki göl çökellerine geçer ve gölle birlikte kıyı kesimlerinde yelpaze-delta

(fandelta) ve bataklık çökelleri oluşur. Yelpaze-delta çökelleri, tipik delta platformu,

deltaönü ve delta tabanı fasiyesleriyle kolayca ayırt edilir. Bu çökeller gölün güney

kenar fayı boyunca yaygın olarak bulunur ve göl çökelleri üzerine ilerler.

17

4. HAZAR GÖLÜ’NÜN LİMNOLOJİK ÖZELLİKLERİ

Hazar Gölü 1993-1996 yılları arasında DSİ tarafından yapılan çeşitli fiziksel, kimyasal,

biyolojik özellikleri bakımından incelenmiş ve birçok limnolojik özellikleri ortaya

konmuştur. Bunun dışında da yine gölün limnolojisi ile ilgili az sayıda da olsa

çalışmalar bulunmaktadır (Akbay,1996; Çoban, 2007). Hazar Gölü havzası ve

çalışmalarda kullanılan ölçüm noktaları Şekil 7’de gösterilmiştir.

Hazar Gölü’nü fiziksel özellikleri bakımından değerlendirmek gerekirse, su sıcaklığı

yönünden en düşük değerini 3,8 0C ile Şubat ayında alırken, gölde ölçülmüş en yüksek

sıcaklık değeri 28,5 0C ile Temmuz ayındadır.. Hazar Gölü’nde ölçülen sıcaklık

değerlerinin zamana bağlı değişimi EK-1’de verilmiştir.

TEKEVLERSD İ

Şekil 7 Hazar Gölü Havzası ve ölçüm noktaları ( Şen ve Koçer, 2003)

18

Rezervuar ve göllerde sıcaklığın derinlikle değişimi genellikle yaz aylarında olur.

Göllerde bu değişim sonucunda termal tabakalaşma meydana gelebilir. Göllerde üstteki

sirkülasyon bölgesine epilimnion, en alttaki durağan bölgeye ise hipolimnion bölgesi

denir (Wetzel, 1976). Bu iki bölge arasında sıcaklığın derinlikle birlikte hızla değiştiği

ince tabakaya ise termoklin tabakası denir. Hazar Gölü’nde özellikle yaz aylarında

ölçülmüş sıcaklık değerlerine bakıldığında, derinlikle birlikte tabakalaşma gözle

görülür bir şekilde farkedilmektedir. Çizelge-1’de Hazar Gölü’nde Haziran ayı

içerisinde, sıcaklık değerlerinde derinlikle birlikte büyük değişimler olduğu

gözlenirken, termoklin tabakasının 10-15 m arasında konumlandığı düşünülmektedir.

Mart ve Nisan aylarında mevsimsel olarak göl karışım halinde olup, derinlikle fazla bir

değişim gözlenmemiştir (Çoban, 2007).

istasyonlar Derinlik(m) Mart Mayıs Haziran Aralık 0,5 5,4 16,6 20,9 10,0 5 6,0 14,4 20,7 9,2

Sivrice 10 - 14,0 14,4 8,0 15 5,8 9,8 10,6 6,0 20 5,6 7,9 8,6 - 0,5 5,4 16,5 21,8 10,2 5 5,4 15,5 21,5 8,8

Göl ortası 10 5,4 11,6 17,2 7,0 15 5,4 9,0 10,4 6,2 20 5,2 7,8 8,0 5,0 0,5 6,2 16,6 - 9,8 5 5,8 12,7 20,0 8,6

DSİ 10 - 11,8 16,4 7,4 15 6,0 10,0 14,4 6,0 20 - - 10,0 -

Çizelge-1. Hazar Gölü’nde ölçülen sıcaklık değerlerinin derinlikle değişimi

(Çoban,2007)

Hazar Gölü suları pH değerleri bakımından bazik karakterlidir. Bu durum göl

havzasının jeolojik yapısından kaynaklanıyor olabilir. Gölde yapılan son ölçümlere

göre pH değerleri en düşük 8,75 ile Mart ayında ve en yüksek 9,10 ile Aralık ayında

ölçülmüştür (DSİ, 1996; Çoban, 2007). Gölde, DSİ’nin 1993-1996 seneleri arasında

yaptığı çalışmada bulunan pH değerleri ile günümüzdeki değerler karşılaştırılırsa, fazla

bir değişim olmadığı görülecektir (EK-1).

19

Göllerde yüzey sularında canlı yaşamını devam ettirmek için gerekli olan Oksijenin

sudaki çözünürlüğü, sıcaklık ve tuzluluk arttıkça azalır. Dolayısıyla Hazar Gölü’nde

Çözünmüş Oksijen miktarı Temmuz-Eylül gibi sıcak aylarda en düşük değerlerini

almaktadır. Göldeki Çözünmüş Oksijen değerleri 8,1-13,2 mg/l arasında değişmektedir.

Bir gölün ışık geçirgenliği özelliği yani secchi-disk derinliği, o gölün beslenme

seviyesinin ortaya konmasında kullanılan bir özelliktir. Secchi-disk derinliği, 20 cm

çapında, beyaz, ağırlıklı bir diskin, su içerisinde görünürlülüğünü kaybettiği derinliktir

(Wetzel ve Likens, 1991). Göllerin beslenme seviyesi bir diğer adıyla göllerin ötrofik

seviyesi, sudaki secchi-disk derinliğine göre sınıflandırılır. Secchi-disk derinliği 4

m’den büyük olan göller, suları berrak, besleyici madde üretimi düşük olan göllerdir

(Thoman ve Müller, 1987). Bu tür göller Oligotrofik göl olarak tanımlanmaktadır.

Derinlik 2-4 m arasında olan göller Mezotrofik ve 2m’den küçük olan göller ise Ötrofik

göller olarak tanımlanmaktadır. Hazar Gölü’nün ışık geçirgenliği önceki yıllarda çok

ayrıntılı çalışılmamakla birlikte genellikle 2-4,9 m arasında değişen değerleri ve mavi-

yeşil rengiyle bu sınıflama içerisinde Mezotrofik göller içerisinde yeralmaktadır.

Gerçekten de son yıllarda gölde yapılan araştırmalar neticesinde de gölde bugüne kadar

rastlanmayan bazı yeni mavi-yeşil alg türlerinin ortaya çıkması gölün mezotrofik

seviyede olduğunu kanıtlar niteliktedir (Çoban,2007).

Hazar Gölü’nde ölçülen elektriksel iletkenlik değerleri oldukça yüksek düzeyde olup,

genel olarak 1547-3150 µmhos/cm aralığında değerlere sahiptir. EC değerlerinin bu

kadar yüksek oluşu, Hazar Gölü’nün tuz içeriği bakımından çok zengin olduğunu

gösterir. Özellikle Ağustos, Eylül, Ekim aylarındaki yüksek sıcaklığa bağlı olarak, artan

buharlaşma sonucu su içindeki mineral maddelerin derişimleri de artar. Ekim ayından

itibaren yağışların artmasıyla EC değerleride düşük değerler almaya başlar. Gölde

yapılan en son çalışmalarda ölçülen en yüksek elektriksel iletkenlik değerinin 2430

µmhos/cm ile Ekim ayında, en düşük EC değerinin 2150 µmhos/cm ile Mart ayında

olduğu belirtilmiştir (Çoban, 2007).

Göllerde Alkalinite, sudaki karbonat sistemin ne kadar tampon vazifesi gördüğünün bir

ölçüsüdür. Alkalinite aynı zamanda asit nötralize etme kapasitesi olarakta bilinir

(Wetzel, 1975). Çoğu tatlısuların alkalinite özelliği hidroksitler, bikarbonatlar ve

20

karbonatların varlığıyla öğrenilir ve CO2- HCO-3 -CO3

2- dengedeki sistem, tatlısulardaki

esas tampon mekanizmasıdır. Hazar Gölü’nde toplam alkalinite değerleri 229-862 mg

CaCO3/l arasında değişmekte olup, bu değerler göl sularının sodalı olduğunun bir

kanıtıdır. Göldeki alkalinite değerleri son yıllarda giderek artmıştır (EK-1).

Sertlik, su kütlelerinin niteliğinin yani kalitesinin değerlendirilmesinde kullanılan bir

ölçüdür. Bir suyun sertliği kalsiyum ve magnezyum tuzları içeriğiyle kontrol edilir ve

bunlarda büyük ölçüde bikarbonat ve karbonatlarla, sülfat, klorit ve diğer mineral

asitlerinin anyonlarıyla birleştirilir. Hazar Gölü sularının sertlik değerleri 28-54 Fr-

aralığında değişen, sert diyebileceğimiz sulardır. Göl suyunun bu kadar sert özellikte

olmasında Ca (kalsiyum) tuzlarının fazla olmasının etkisi vardır (EK-1).

Göllerde Klorofil-a (µg/l) maddesi, birincil üretimin göstergesi sayılabilecek bir

parametredir. Göller sahip oldukları klorofil-a miktarına göre sınıflandırılır (Thoman ve

Müller, 1987). Bir gölde klorofil-a miktarı 4 µg/l iken oligotrofik özellikte, 4-10 µg/l

arasında iken mezotrofik ve 10 µg/l’den büyük değerlere sahip olduğunda ise ötrofik

özellikte göl olduğu söylenir. Hazar Gölü’nün klorofil-a değerleri incelenirse oligotrofik-

mezotrofik arasında yeraldığı görülür ( Şekil 8).

4,4

2,2

3,3

2,22,2

54,4

6,6

0

1

2

3

4

5

6

7

Ağustos Ey lül Aralık

Sivrice Göl ortası

SD İ

Şekil 8 Hazar Gölü Klorofil-A değerleri (µg/l) (Çoban,2007)

21

Hazar Gölü dip faunasının 6 hayvan grubu ve bunlara ait 14 tür tarafından temsil edildiği

önceki çalışmalarda tespit edilmiştir (Şahin ve Baysal,1972). Bu grubu Diptera,

Oligochaeta, Ostracoda, Isopoda, Pulmonata ve Turbelaria’lar oluşturur. Hazar Gölü

litoral bölgesini çoğunlukla diatom ve az da olsa mavi-yeşil algler oluşturur (Şen, 1988).

Hazar Gölü, sularında yaşayan bentik organizma dağılımı açısından zengin durumdadır.

Hazar Gölü’nde fitoplankton toplulukları zooplanktonlara göre daha az görülür (Akbay,

1996). Hazar Gölü’nde tespit edilen fitoplankton grubları Bacillariophyta, Chlorophyta,

Cyanophyta, Dinophyta, Phaeophyta, Xantophyta ve Euglenophyta’dır. Göldeki en yaygın

fitoplankton grubunu Bacillariophyta oluşturur (Akbay, 1996). Göldeki zooplankton

grublarını ise Rotifera (Rotatoria), Copepoda, Cladocera, Ciliata’ya ait organizmalar

oluşturur. En yaygın zooplankton grubunu Rotatorialar oluşturur (Tokat, 1976).

22

5. ÇALIŞMA METODLARI

Hazar Gölü (Elazığ) çökel karotları, 2007 Temmuz ayında karada trenç kazılarıyla

başlayan bir aylık bir arazi çalışması süresini kapsamaktadır. Bu çalışmalar içerisinde,

gölde yapılan sığ sismik çalışmalar ve yine gölde platform üzerinden sediment karotu

alma çalışmalarını kapsar. Bu çalışma sırasında, Hazar Gölü’nden, gravite ve piston

karotiyerler kullanılarak çeşitli derinliklerden uzun ve kısa olmak üzere 12 adet

sediment karotu alınmıştır. Bizim çalışmamızda kullanılan karotlar gölün 72 m

derinliğinden; 390 21” 510’ boylam ve 380 28”319’ enleminden alınmış olup 1,19 cm lik

kısa ( yüzey ) ve 5,06 cm lik uzun karotlardır (Şekil 9).

Bu çalışmamıza temel oluşturan, HZWS-1 yüzey ve HZPC-1 uzun karotlarının

sedimentolojik, jeokimyasal analizleri ile çökellerin fiziksel ve kimyasal özellikleri

İTÜ-EMCOL (Doğu Akdeniz Oşinografi ve Limnoloji Merkezi) laboratuvarlarında

analiz edilmiştir. Karotların, XRF karot tarayıcı (ITRAX Core Scanner) kullanılarak

elementer analizleri yapılmış ve sayısal X-ışını radyografisi çıkartılmıştır. Çok

sensörlü karot loglayıcı (MSCL:GEOTEK Multi Sencor Core Logger) ile göl

çökellerinin porotize, yoğunluk, manyetik geçirgenlik, elektrik direnci, P-dalga hızı gibi

fiziksel özellikleri ortaya konmuştur. Walkey-Blake Metodu ve gasometrik-volumetrik

yöntemi kullanılarak yapılan TIC/TOC (Total Inorganic Carbon- Total Organic

Carbon) analizleri ile geçmişten günümüze, göldeki organik üretim ve karbonat

çökelimi hakkında fikir sahibi olunmuştur. Çalışmamızın kilit noktasını oluşturan

izotop analizleri periyodik seviyelerden seçilen ostracod kavkıları üzerinde, δ 18O ve δ 13C duraylı izotop analizlerini kapsamaktadır. Her iki karot boyunca belirli seviyelerde

ayıklanan ostrakodların mikroskop altında tür tayini Hacettepe Üniversitesi’nde

yapılmıştır. Ayıklanan belirli türdeki ostracodların oksijen ve karbon duraylı izotop

analizleri, Arizona Üniversitesi’nde yaptırılmıştır. Son olarak karotların yaşlandırılması

için seçilmiş 4 seviyedeki bitki kökleri, AMS (Accelerated Mass Spectrometre) kütle

23

spektrometre cihazı kullanılarak Woods Hole Oşinografi Enstitüsü’nde yaptırılmıştır.

Bu yöntemlerle ilgili bilgiler aşağıda kısaca özetlenmiştir.

24

25

5.1. TOC/TIC Analizleri

TIC (Total Inorganic Carbon), bu çalışmada gasometrik-volumetrik yöntem

kullanılarak tayin edilmiştir (Loring ve Rantala, 1992). Bu analizi saf CaCO3’ten 0.02,

0.04, 0.08, 0.1, 0.15, 0.2, 0.25, 0.3 gr tartılır ve standart eğri elde edilir. 2 gr örnek

kurutulur ve havanda toz boyutuna gelinceye kadar dövülür. Dövülen örnekler 0.5 gr

tartılır ve 250ml lik cam beher içerisine konulur. Şişe içerisine 10ml HCL çözeltisi

küçük bir şişe ile konulur ve örnek ile çözeltinin karışması önlenir. Beherin ağzı tıkaç

ile hava alması önlenecek şekilde kapatıldıktan sonra örnek ve HCL çözeltisinin

reaksiyona geçmesi için şişe iyice çalkalanır. Bu reaksiyon sonucunda açığa çıkan CO2

cam tüpte renkli sıvının gösterdiği seviye değişimi ile ölçülür.

TOC (Total Organic Carbon), Walkey-Blake metoduyla tayin edilmiştir. Bu yöntem,

örneğin potasyum dikromat ile yakılmasının ardından demir alüminyum sülfat

dikromat ile titre edilmesini kapsar (Gaudette et al. 1974; Loring and Rantala,1992).

0.01, 0.02, 0.03, 0.04, 0.05, 0.06 gr lık glikoz standartları oluşturmak üzere tartılır.

Corg içeriği standart eğrisi ve bir seyreltme faktörü kullanılarak hesap edilir. 0.5 gr

kurutulmuş ve havanda dövülerek toz haline getirilmiş örnek 500ml lik beher içerisine

konulur, 10ml 1N dikromat çözeltisi bir pipet yardımıyla eklenir ve dikkatlice

karıştırılır. 20ml konsantre H2SO4 ilave edilir ve 1 dakika boyunca

karıştırılır.karıştırma işlemi 20-30 dakika devam eder sonrasında örnek 200ml destile

su ile seyreltilir. 10 ml konsantre H3PO4, 0.2 gr NaF ve 1ml difenil-amin indikatörü

ilave edilir. Örnek daha sonra 0.4 N Fe (NH4)(SO4)2.6H2O solüsyonu ile tekrar titre

edilir. Titrasyonun bittiği dönüm noktasında çözeltinin rengi yeşil renk olur.

5.2. XRF (X-Ray Fluorescence Spectroscopy ) Analizi

ITRAX karot tarayıcısı, karot boyunca rastlanan birbirinden farklı tabakaların,

jeokimyasal olarak tanımlanması çalışmalarında yaygın olarak kullanılan bir analiz

cihazıdır ( Rothwell ve Rack., 2006). Bu yöntemle karot numunesine zarar vermeden,

sediment içerisindeki element konsantrasyonları ortaya çıkarılmaktadır (Röhl ve

Abrams, 2000). Aynı zamanda karotun fotoğrafı çekilir ve radyografi görüntüleri elde

edilir. HZWS-1 ve HZPC-1 karotları, 0,2 mm sıklıkla taranarak elementlerin çökel

26

içerisindeki rölatif değişimleri ortaya çıkarılmıştır. Elde edilen elementel sonuçlar,

kısmen kantitatif olup, birimi cps (counts per second) olarak ifade edilmektedir ( Jahn

ve diğ., 2003).

Göl ve denizlerin jeolojik zaman süresince geçirdiği diyajenetik süreçleri,

üretkenliklerini (verimlilik), bu tür ortamlarda çökelen sedimanın kökeni ve bu göl ve

denizleri çevreleyen karasal ortamlardaki eski çevre koşullarındaki değişiklikleri çeşitli

proksiler kullanılarak XRF yöntemiyle öğrenmek mümkündür. Killer iklim indikatörü

ve taşınma mekanizması proksisidir. Karada oluştuktan sonra, deniz ve göl sedimanları

içerisine taşındıkları takdirde, bu sedimanların çeşitli yöntemlerle analizi sonucu karada

süregelen iklim koşulları ve akıntı sistemi hakkında bilgi verir. Ti ( Titanyum), kırıntılı

karasal girdideki oransal değişiklikleri görübilmek açısından önemli bir proksi olduğu

çeşitli çalışmalarda ispatlanmıştır (Sorrel, 2006). Ti, göl ya da deniz havzasına, nehirler

vasıtasıyla taşınan kırıntılı sedimentler içerisinde bol miktarda bulunur. Ti, kil ve silt

parçalarındaki Fe-Ti oksitler içerisinde zenginleşen bir element olup, ağır mineraller

içerisinde konsantre olur. Ti, göl ve deniz sedimentlerinde karasal kökene sahip olup,

gölün üretkenliğinden ve erken diyajenetik proseslerden etkilenmez. Dolayısıyla göl ya

da denize gelen kırıntılı girdinin bileşimindeki çeşitliliği görmek açısından yine proksi

olarak Ti seçilir. XRF analizleri sonucu, Ti artış yada azalma gösterdiği seviyeler,

iklimsel olarak önemli bilgiler verir. Ti miktarının arttığı seviyelerde, karasal malzeme

gelişinin arttığı yağışlı ve daha serin dönemler beklememiz gerekir. Ti miktarındaki

azalma ise çoğunlukla sıcak ve kurak dönemleri yansıtmaktadır. Si (Silisyum)

elementide yine sedimentin asıl kökeni hakkında bilgi vermesi açısından jeokimyasal

çalışmalarda önemli bir proksi vazifesi görür. Si miktarının arttığı seviyelerde, yağışlı

ve serin dönemler olduğunu söylememiz daha doğru olacaktır. Ca (Kalsiyum), karbonat

içeriğini gösteren bir elementtir. Ca’un çok yüksek ya da çok düşük değer aldığı

seviyeler, kavkı bakımından zengin ve karasal kuvarsça zengin tabakaları biribirinden

ayırır (Rothwell ve diğ., 2006). Ca, kalsiyum karbonatın ve göldeki üretkenliğin bir

göstergesidir ve sıcak iklimsel dönemlerde soğuk dönemlere nazaran sediman

içeirsinde daha çok çökelir. K ( Potasyum), kil mineralleri içerisinde bolca bulunan,

özellikle sediman içerisinde illit mineralinin varlığını kanıtlayan bir elementtir. İllit

minerali ise havzaya nehir girişinin olduğunun göstergesidir. İllitin bol bulunduğu

27

seviyeler, göle kırıntı girişinin yoğun olduğu daha serin ve yağışlı dönemleri temsil

eder.

Fe elementi de yine kırıntılı girdiyi işaret eden bir element olup, Ti ile benzer salınımlar

gösterir. Her iki elementede, göl ya da denizi çevreleyen karasal ortamdaki kil ya da

volkanik kayaların tozlarının rüzgar sonucu taşınmasıyla karot sedimanları içerisinde

bolca rastlanır (Cheshire ve diğ., 2005). Yani yine soğuk ve yağışlı iklimsel dönemlerde

çökeller içerisinde daha fazla Fe görmemiz gerekir. Fe aynı zamanda redoks

değişiklerine de son derece duyarlı bir element olması magnetik özelliğinden

kaynaklanmaktadır. Ti ise redoksa duyarlı bir element değildir (Peterson ve diğ., 2000).

5. 3. MSCL ( Multi Sencore Core Logging ) Analizi

MSCL, çok sensörlü bir alet olup, sedimentin manyetik geçirgenlik, yoğunluk, porozite,

P-dalga hızı, elektriksel resitivite gibi fiziksel özelliklerini, sedimente zarar vermeden

ölçmektedir. Hem bütün karotta hem de yarım (ikiye bölünmüş) karotlarda

uygulanabilen bir yöntemdir (Sorrel, 2006). MSCL yönteminde, karot numune istenilen

çözünürlükte taranabilmektedir. Bu çalışmada kullanılan karotlar, 5 mm’lik ölçüm

aralığında çalışılmıştır. Elde edilen ham sonuçlar, daha sonra kalibrasyon özdirenci

bilinen değişik konsantrasyonlardaki tuzlu su çözeltileri ile kalibre edilmiştir.

Sonuçların yorumlama çalışmaları sırasında, parametreler arasındaki ilişkilerde

gözönünde bulundurulmuştur. Buna göre, manyetik geçirgenlik ve yoğunluk

parametrelerinin aynı ortam koşulları altında, birbirine benzeyen davranışları dikkat

çekmektedir. Hemen hemen aynı ya da çok yakın seviyelerde birlikte artış ve azalma

eğrileri gösterirler. Elektriksel resitivite, porozite ve P-dalga hızı grafikleri de yine bazı

seviyelerde benzer şekilde davranış sergilerler ve her üçüde manyetik geçirgenlik ve

yoğunluk grafiklerine göre ters orantılı davranış gösterirler.

Manyetik geçirgenlik yada diğer bir adıyla magnetik duyarlılık, sediment malzemenin

mineral içeriği ile ilişkilidir. Göl sedimentlerinde manyetik duyarlılık, magnetit, pirotit,

hematit, olivin, biotit, pirit ya da Fe-Ti oksitler gibi ferromagmetik minerallerin tane

boyu dağılımı ve konsantrasyonuyla kontrol edilir (Thomson ve diğ., 1975; Verosub ve

Roberts 1995; Nowaczyk, 2001). Manyetik alana maruz kaldığında mineral içerisinde

28

hangi elementlerin magnetize olabilme özelliğinin olduğu da bu yöntemle ortaya çıkar.

Magnetize olabilecek malzeme bakımından zengin olan sedimentlerde, magnetik

geçirgenlik büyük sinyaller verirken, bünyesinde bu tür ferromagnetik mineraller yerine

diamagnetik mineraller bulunan sedimentlerde düşük ya da negatif sinyaller

vermektedir. Örneğin, içerisinde bol miktarda Fe elementi bulunan pirit, magnetit gibi

minerallerde ya da mikalı malzemede magnetik geçirgenlik değerleri yüksektir. Buna

karşın, organik maddece zengin ya da biyojenik materyal içerikli (silisli, karbonatlı,

kavkılı), kuvars, feldspat, kalsiyum karbonat oranı yüksek malzemede düşük değerler

çıkar (Sorrel, 2006; Robinson, 1993).

Göl ve deniz sedimentleri içerisindeki magnetik topluluklar, havzadaki erozyon (nehir

ya da moloz girdisi) kaynaklı parçalardan, in-situ (yerinde gelişen) çözülmeler ve

magnetik taşıyıcıların otojenezi sonucu meydana gelirler ( Berner, 1980; Snowball,

1993; Williamson ve diğ., 1998). Manyetik duyarlılık, havzaya kırıntılı malzeme

girişinin olduğu dönemlerde hareketlenir ve yüksek değerler verir. Bu yüksek değerler

göldeki hidrolojik aktivitenin de yüksek olduğunu gösterir. Tam tersi olduğu

dönemlerde ise gölün hidrolojik aktivitesi düşüktür (Arnaud ve diğ., 2005). Yağışlı

iklim dönemlerinde kırıntı girdisi göstergesi Fe ve Ti, fiziksel aşınma sonucu göl ve

deniz sedimentlerinde artar ve bu durum manyetik geçirgenlik grafiklerindeki artış

pikleriyle takip edilir. Kurak iklim dönemlerinde göl ve denizlerin besleyici özellikleri

yüksek olup, biyojenik malzeme üretimindeki artış, nehir vasıtasıyla gelen kırıntı

girdisindeki azalma, sediment karotlarındaki düşük manyetik geçirgenlik değerleriyle

takip edilir (Cheshire, 2005). Manyetik geçirgenlik mineral bileşimine bağlı olarak,

demirli pirit, sülfitli malzemelerde yüksek çıkabilir. Ayrıca manyetik geçirgenlik killi

malzemede yüksek, kumlu ve daha kaba boyuttaki malzemede düşük bulunur.

P Dalgası hızı, sediment karotlarının sismik ve stratigrafik korelasyonunu ortaya koyan

bir parametre olma özelliğindedir. Sediment içerisindeki malzemenin tane boylarının

çeşitliliği ve dağılımınının belirlenmesinde, kum, silt aratabakalarının ortaya

konmasında kullanılan bir parametredir (Rothwell, 2006). P dalga hızı sedimentin artan

porozitesiyle birlikte artış gösterir. Bu nedenle, kırıntılı, kavkılı malzemede yüksek P

dalga hızları elde edilir. P dalgası hızı, kumlu seviyelerde, ağır mineralli ya da çok sert

29

olan seviyelerde yüksek olabilir. Poroziteli, çatlaklı veya yumuşak malzemeyse düşük

değerler verebilir.

Elektrik direnci malzemenin tane boyuyla ilişkilidir. Sediment malzemenin tane boyu

ve yuvarlaklığı azaldıkça elektriksel direnç azalmaktadır (Jackson ve Lovell, 2003).

Bunun dışında, elektrik direnci profilleri, gözenek suyu tuzluluğunda gelişebilecek

değişikliklere karşı son derece duyarlıdır. Genellikle, tuzlulukla artışıyla ilişkili olarak

azalma gösterir. Karotların üst seviyelerinde gözenek suyu miktarı daha yüksek

olacağından elektriksel direnç değerleri de daha yüksek görülebilir.

Karotta, MSCL tekniğiyle yoğunluğun elde edilmesi sonucu, sedimentin porozitesi ve

su içeriği hakkında bilgi edinmek mümkündür ( Rothwell, 2006). Sediment yoğunluğu,

tane boyundaki ve paketlenmedeki değişikliklere göre şekillenir. Porozite ile yoğunluk

birbiriyle ters orantılı olan iki parametredir. Öte yandan P dalgası hızı ile yoğunluk

doğru orantılıdır. Eğer malzeme iyi ve sıkı paketlenmiş ise, böyle malzemede porozite

düşük, tam tersi yoğunluk yüksek çıkar. Sediment yoğunlukları sıcak iklim

dönemlerinde soğuk dönemlere nazaran daha düşüktür (Cheshire, 2005) .

Elektriksel resitivite, sediment malzemenin tane boyuna, dokusal özelliklerine göre

değişir. Karbonatça fakir, kil oranı yüksek, porozitesi (gözeneklilik) yüksek, dokusal

özelliği yumuşak olan sedimentlerde elektriksel resitivite değerleri düşüktür. Bunun

aksine, yüksek karbonatlı, düşük kil içerikli, porozitesi düşük, sert dokulu

sedimentlerde, elektriksel resitivite değerleri yüksektir. Bu özellikleri barındıran

sediment malzeme aralığının yoğunluk değerleride yüksektir (Röhl ve Abrams, 2000).

5.4. Mikropaleontolojik Analiz

Hazar Gölü’nden alınan HZWS-1 ve HZPC-1 karotlarında 5’er cm aralıklarla

örneklenen çamur numuneler, yaklaşık 24 saat suda bekletildikten sonra tazyikli su ile

yıkanmış ve 45 µm’luk elekten geçirilmiştir. Her bir örnek, etüvde 50˚C’de kurutma

işleminin ardından örnek şişelerine alınmıştır. Şişelenen örnekler içerisinde çalışmanın

temelini oluşturan ostracod faunası üstten aydınlatmalı binoküler mikroskop altında

iğne ile tek tek ayıklanmıştır. Her seviyeden ayıklanan ostracod kavkılar tekrardan

plastik numune kapları içerisine alınarak %1’lik hidrojen peroksit ilave edilmesinin

30

ardından örneklerin kirlilik derecesine göre 30-45 dakika arası süreyle çözünmesi için

oda ısısında bekletilmiştir. Bu süreçten sonra numune kapları içerisindeki ostracodlar,

yine 45 µm’luk elek üzerine dökülerek, arıtılmış suyla çok iyi bir şekilde yıkanmıştır.

Daha sonra ostracod türler üzerine bir önceki işlemin etkisinden kurtulmak için az

miktarda ethanol gezdirilmiştir. Bu işlemden sonra, ostracodlar plastik numune kapları

içerisine alınarak, etüvde 50˚C’de en az 4 saat olmak üzere kurumaları için

bekletilmiştir. Tüm temizleme işlemlerinin ardından ostracod türler tanımlama

çalışmaları için mikro fosil slaytlar içerisine yerleştirilmiştir.

Hazar Gölü’ne ait ostrakod faunası tespiti ve türlerin SEM mikroskop görüntüleri

Hacettepe Üniversitesi Paleontoloji laboratuvarlarında gerçekleştirilmiştir. Ostracod

türlerin tayinleri ve taksonomik/sistematik yerleri yine aynı üniversiteden Prof. Dr.

Cemal TUNOĞLU tarafından yapılmıştır.

5.5. δ 18O ve δ 13C Duraylı izotop Analizleri

Duraylı oksijen ve karbon izotop analizleri Arizona Üniversitesi İzotop Jeokimyası

labuatuarlarında kütle spektorometresi kullanılarak yapılmıştır. Bu yöntemde, fosil

kavkılar fosforik asit içerisinde çözülür ve açığa çıkan CO2 gazı analiz edilir. Duraylı

izotop analizine gönderilmek üzere, tüm seviyelerde ağırlıklı olarak görülmesi,

ortalama 1mm uzunluğa sahip olması ve besinini göl suyundan alıyor olması sebebiyle

Candona neglecta Sars seçilmiştir. Her seviyeden 20-30 adet kadar ayıklanan bu türün,

daha doğru ve güvenilir sonuçlar elde edebilmek için en temiz ve kırıksız olanları

tercih edilmiştir.

Fosil kavkıların izotopik bileşimleri, karbonat VPDB (Vienna Pee Dee Belemnite)

standarda karşı per mil ‰ içerisinde VSMOW ( Vienna Standart Ortalama Deniz Suyu)

ile ilişkilendirilir ve bu yüzden de δ ile gösterilir ve aşağıdaki şekilde formülüze edilir.

δ 18O (‰) = [(18O/16O)örnek –(18O/16O)standart] / (18O/16O)standart ×10 3 ve

δ 13C (‰) = [(13C/12C)örnek –(13C/12C)standart )] / (13C/12C)standart ×10 3

31

İzotop parçalanması ya da bir elemente ait izotopların ayrılması, izotop ağırlığına ve

aktivitesine bağlı olarak gelişir. Parçalanma proseslerini, evaporasyon ya da yağış gibi

faz değişimleri, karbonat oluşumu ya da redoks gibi kimyasal reaksiyonlar ve

fotosentez, tüketim ya da ayrışma gibi biyolojik alışveriş olaylarıyla yönetir (Wetzel,

2001). Evaporasyon (buharlaşma) sonucu göller zenginleşir, etkili yağış sonucu ise

bileşimi seyrelir. Göllerin, Yağış/ Buharlaşma (P/E) oranında gelişen bu değişiklikler

ostracod kabukları analiz edildiği takdirde ortaya konmuş ve dolayısıyla da gölün

paleohidrolojisi hakkında fikir sahibi olunur (Hodell ve diğ.,1991,1995).

Sedimenter karbonatlardaki duraylı oksijen ve karbon izotop çalışmaları ilk olarak Urey

(1947) tarafından başlamış ve ardından Emiliani (1955), Epstein (1951,1953) ve

McCrea (1950) bu çalışmalara öncülük etmiştir. Denizel olmayan sedimenter karbonat

çalışmaları su kolonunda oluşan karbonat ya da biyojenik kabuk malzemeleri

üzerindeki çalışmalarla devam etmiştir (Fritz ve diğ., 1974,1975; Stuiver ve diğ.,

1968,1970).

Dengeli bir çökelmenin olduğunu varsayarsak, karbonatlara ait (18O/16O) oranı,

içerisinde çökeldikleri suyun izotopik bileşimini ve sıcaklığını yansıtır. Göllerin

izotopik bileşimi; çökelmenin izotopik bileşimine, drenaj havzasının hidrolojisine,

yağış/buharlaşma oranına ve su kütlesinin konaklama süresine (residence time) bağlı

olarak değişir ( Kelts ve Talbot, 1990). Göl ve deniz suları, yüksek 18O/16O değerlerine

sahiptir ve bu durum düşük P/E (yağış/buharlaşma) oranlarının göstergesidir.

Yağmursuları ve bu suların oluşturduğu yüzey ve yeraltısuları düşük 18O/16O değerine

sahiptir.

Biyojenik kalsite ait oksijen izotop bileşimi su sıcaklığının ve tuzluluğun bir

fonksiyonu olarak değişir (Epstein ve diğ., 1953; Erez ve Luz, 1983). Bir göle ait δ 18O

değerlerini, ilerleyen evaporasyon, yağmur suları ya da tatlısu girdisiyle göl

tuzluluğunda meydana gelen değişiklikler kontrol eder. Göl suyu sıcaklığında meydana

gelen azalma, ostracod kavkının δ 18O değerlerinde düşüşe yol açarken tuzlulukta

meydana gelen artış, δ 18O değerinde de artış meydana getirir (Chivas ve diğ., 1986).

Nemli iklim bölgelerindeki kısa konaklama süresine sahip sular hariç, göl sularının

δ18O değeri, aynı zamanda oluştuğu meteorik yağışlarla aynı değere sahiptir.

32

Evaporasyon sonucu 16O ortamdan uzaklaşır. Ortamdan uzaklaşan 16O miktarı, yüzey

rüzgar hızına, nisbi neme, sıcaklığa bağlı olarak değişir ( Ito, 2001).

δ 13C, besleyici madde (nutrient) dinamiği ve organik üretkenlik tarafından kontrol

edilen göl ve deniz içerisindeki prosesler üzerine yapılan paleo-üretim çalışmalarında

kullanılır (Zhan ve diğ., 1996; Mc Corkle ve diğ., 1998; Wefer ve diğ., 1999,

Mackensen ve diğ., 2000). δ 13C değerlerindeki değişimler yüzey suyunun üretkenliğini

oransal ya da miktarsal olarak ortaya koyar ve göl dibindeki anoksik ortam koşulları

hakkında bilgi verir (Mckenzie 1982, 1985; Hollander ve McKenzie, 1991; Schelske ve

Hodell, 1991; Hollander ve diğ., 1992).

Karbonatlar içerisindeki 13C/12C oranı, sıcaklıkta gelişen değişimlerden azda olsa

etkilenir fakat daha çok karbonat çökeli içerisindeki toplam çözünmüş inorganik

karbonun (TDIC) izotopik bileşiminde meydana gelen değişikliklerle şekillenir.

Toplam çözünmüş inorganik karbona (TDIC) ait 13C/12C oranı, atmosferdeki CO2 gazı

bileşiminde meydana gelen değişikliklerle, fotosentez oranıyla, organik madde çürüme

miktarıyla, bakteri prosesiyle (sülfat indirgenmesi ve metanojenez) ve karbonatların

çözülmesiyle ortama gelen girdiler tarafından kontrol edilir (Mc Kenzie, 1985; Kelts ve

Talbot, 1990). Göldeki üretkenliğin göstergesi olan fotosentez sırasında bitkiler 12C

hafif izotopunu kullanmayı tercih etmeleri arta kalan suda TDIC 13C’nin

zenginleşmesine neden olur. Bir süre sonra organik maddenin çürümesi sonucu ise

biyojenik CO2 serbest hale geçer ve bu durumda 12C’ce zengin CO2’in dip sularında

zenginleşir. Sonuçta TDIC’in 13C/12C oranı düşer. İnorganik karbon kaynaklarından

atmosferik δ 13C değeri ortalama -7 ‰, nehir vasıtasıyla gelen δ 13C değeri yaklaşık -8

‰ ve daha düşük değerlerdedir (Keith ve Weber, 1963).

33

6. HAZAR GÖLÜ ANALİZ SONUÇLARI

6.1. HZWS-1 Litolojik Tanımlaması

Tanımlaması yapılan HZWS-1 karotu, Hazar Gölü’nden 72 m su derinliğinden, 390 21”

510’ boylam ve 380 28”319’ enleminden alınan bir yüzey karotudur. Bu karot, 119 cm

uzunluğunda ve tek parçadan oluşmuştur. Karot, genel olarak yer yer ince ve kalın

laminasyonlu, rengi açık zeytin yeşilinden, koyu zeytin yeşiline değişen çamurdan

oluşmaktadır (Şekil 10). Karotun 0-10 cm aralığını zeytin yeşili, kahve karışımı

homojen çamur malzemesi oluşturur. Bu birimin 3-4 cm aralığında bitki kökü

bulunmaktadır. 10-15 cm aralığında homojen çamurun rengi açık kahverengiye

dönüşmektedir. 15-24 cm aralığında renk giderek koyulaşır ve önce koyu zeytin yeşili,

açık yeşil renk alır. Bu birimin 18.5. cm’inde biyotürbasyon benzeri izler

gözlenmektedir. Karotun 24-110.5 cm aralığında genel olarak koyu zeytin yeşili

renkteki killi çamur hakimdir. Bu birimin 24 ile 27,2 cm aralığındaki 3,2 cm lik

kesiminde, organik maddece zengin, kalın lamina keskin bir dokanakla başlar ve

sonlanır. Bu geniş aralık içerisinde, karotun 51.cm’inden başlayarak ara ara

yüzeylenen, koyu renkli, organik maddece zengin, ince laminalar karotun son bulduğu

seviyeye kadar devam eder. Bu özellikteki laminalar, yukarıdan aşağıya doğru sırasıyla

61.2-62.2, 64.3-65.2 , 66.3-67.1, 70-74 , 78-79, 91-92.9, 93.8-94.3, 94.7-96.7, 102.5-

103.5 ve son olarak 108-108.7 seviyelerinde gözlenmektedir. Bu koyu renkli bandın

sonlanmasıyla zeytin yeşili killi homojen çamur karot betimlemesinin yapıldığı karotun

sonu olan 110.5.cm’e kadar devam eder. Karot tanımlaması 110.5 cm’de sona erer.

34

Şekil 10 HZWS-1 karotunun litoloji logu

35

6.2. HZPC-1 Karotu litolojik tanımlaması

HZPC-1 karotu, yüzey karotuyla birlikte aynı lokasyondan ve derinlikten alınmıştır.

Uzunluğu 506,1 cm olan bu karot, XRF ve MSCL aletlerinden geçirilmek üzere, 5

parçaya bölünmüştür. Bu parçalar sırasıyla 88 cm, 91 cm, 102,1 cm, 98 cm, 125,5 cm

uzunluklarındadır. Karot boyunca yapılan litolojik tanımlama sonucu, karotun gerek

litolojik gerekse de renksel farklılıklardan ötürü, genel olarak 4 ana birimden oluştuğu

düşünülmüştür (Şekil 11). 0-140 cm aralığı genel olarak açık-koyu yeşil renk

ardalanmalı homojen çamurdan oluşmuştur. Bu birimin ilk 30 cm’lik kısmında, açık

zeytin yeşilinden koyu zeytin yeşiline doğru renk geçişi gösteren killi çamur hakimdir.

Homojen özellikteki bu seviyenin 2-2,6, 7-13, 20-30 cm aralıklarında koyu renkli, ince

laminalar gözlenmektedir. 30 cm ile karotun ilk parçasının son bulduğu 88 cm

seviyesine kadarki alanda, bir önceki aralıktan daha farklı bir litoloji gözlenir. Koyu

zeytin yeşili renkteki siltli-killi çamur, önce kahverengiye ardından da daha koyu renkli

zeytin yeşiline doğru renk geçişi gösterir. 52 ile 73 cm aralığında koyu renkli ince

laminalar yüzeylenir. 88 ile 138 cm aralığında homojen zeytinyeşili çamurun, keskin

bir şekilde sonlandığı 138 cm seviyesinin ardından, değişik bir litoloji ve dokuya sahip

olan, yaklaşık 15 cm’lik bir seviye gözlenmektedir. Bu seviye tahminen karotun

kesilmesi sırasında oluşan bir deformasyonla ilişkili oluşan, aşağıya doğru yay şekilli

bir görünüm kazanmıştır. 140 ile 143 cm aralığında, kahverengi, siltli 3 cm’lik bir

seviyenin ardından yaklaşık 1 cm kalınlığında daha açık kahverengi renkteki kumlu

çamur lamina gelir. Bu ince seviyeler arasındaki geçişler son derece keskindir. Bu

aralığın ardından gelen 145,5 ile 147 cm aralığında yine bir öncekiyle aynı şekil ve

doku yapısına sahip, kahverengi siltli çamur ve hemen ardından 147 ile 154 cm

arasında kumlu lamina yüzeylenir. Yaklaşık 7 cm kalınlığında bu kumlu bandın bittiği

noktada, çok koyu renkli laminalar gözlenmektedir. 154 cm seviyesi, grimsi-zeytin

yeşili siltli çamurla başlar ve 237 cm’e kadarki aralıkta, litolojik ya da dokusal herhangi

bir farklılık gözlenmemektedir. Homojen seyreden bu aralık içerisinde yine koyu

renkli, ince laminalar 155-160, 170 ve 235,6 cm seviyelerinde varlığını göstermektedir.

237 cm seviyesinden itibaren sarımsı kahverengi renkteki killi çamur, 282 cm

seviyesine kadar homojen devam eder. 282-285 cm arasındaki çok küçük bir aralıkta

petrol yeşili renkteki kum-silt-kil karışımı çamur gözlenmektedir. Bu 3 cm’lik

36

seviyenin bitimi çok keskin olmakla birlikte, biyotürbasyon benzeri, dalgalı bir yapıyla

sonlanır. 285 cm seviyesinden 311 cm’e kadarki kesimde renk ve litoloji bakımından

farklılık gösterir ve zeytin yeşili killi çamura dönüşür. 311 cm seviyesinde, 4 cm

kalınlığında, koyu renkli, ince laminaların ardından gelen birim 330 cm seviyesine

kadar devam eden, kahvemsi, siltli-killi, homojen özellikteki çamurdur. Bu birim 345

cm seviyesine kadarki aralıkta litoloji ve renk değiştirerek, önce sarımsı kahverengi

renkteki kumlu-siltli-killi çamura, 380,5 seviyesine doğru litolojik herhangi bir farklılık

gözlenmezken, çamurun rengi açık zeytin yeşiline dönüşür. Bu aralık içerisinde de 345,

350, 360, 375 cm aralıklarında ince laminalı, koyu renkli bantlar yüzeylenir. 380,5 cm

seviyesinden sonra, hem litoloji hem de renk değişimi sözkonusu olup, grimsi zeytin

yeşiliyle başlayan siltli killi çamur, yumuşak geçişlerle önce sarımsı kahverengiye,

ardından da zeytin yeşili renkteki çamura dönüşür. 406-425 cm aralığında sarı-gri renk

ardalanmalı, kil içerikli, kalınlığı en fazla 1 mm’ye yakın olan çok sık bantlara

rastlanır. Bu sık bantlar arasındaki geçişler keskin olmayıp, son derece yumuşaktır. Bu

aralık, 425 cm seviyesinde yaklaşık 2 cm kalınlığındaki koyu renkli lamina yapısıyla

son bulur. 425 cm seviyesinde, keskin bir dokunakla başlayan koyu zeytin yeşili killi

çamurun rengi, ilk 2 cm’den sonra, 436,6 cm’e doğru açık zeytin yeşiline dönüşür.

Farklı renklerdeki bu seviyeler arasındaki geçişlerde son derece yumuşaktır. 436,6-457

cm aralığında grimsi zeytin yeşili siltli-killi homojen özellikte çamur hakimdir. 445-

451 cm ve 453-457 cm seviyelerinde koyu renkli, birkaç cm’i bulan kalınlıktaki

laminalar, kendi içerisinde heterojen yapı gösterir. 457 cm seviyesinden itibaren zeytin

yeşili siltli-killi çamur yüzeylenir. 476,6-486,6 ile 490,6-498,6 cm aralıklarında

yaklaşık 8-10 cm kalınlıktaki koyu renkli kalın bantlara rastlanır. Bu bantların başladığı

ve bittiği seviyelerdeki geçişler yumuşak ve renk olarak tedricidir. 498,6 cm

seviyesinden, karotun bittiği 506,1 seviyesine kadarki kesimde zeytin yeşili, siltli killi

homojen çamur hakimdir.

37

Şekil 11 HZPC-1 karotu litoloji logu

38

6.3. TOC/TIC Analiz Sonuçları

HZWS-1 karotu boyunca, 23 adet numunede toplam karbon ve organik karbon

analizleri yapılmıştır. Şekil 12 incelendiğinde, Organik karbon ve toplam karbon

profilleri düzensiz bir dağılım gösterir. Her iki profilde maximum değerini 90 cm

seviyesinde alır. HZWS-1 karotundaki toplam karbonat (CaCO3) yüzdesi aralığı 2-20 %

arasında değişmektedir. Toplam karbonatın karot boyunca aldığı en yüksek değer 20 %

ile 90 cm seviyesindedir. İkinci en yüksek değer ise şekilde görüldüğü gibi, % 14 ile 55

cm seviyesidir. Toplam karbonatın aldığı en düşük değer 2 % ile 25 cm’de

bulunmaktadır.

HZWS-1 karotunda yapılan analiz sonucu organik karbonun yüzdesinin 1,3-3 %

arasında değiştiği görülmüştür. Organik karbonun karot boyunca aldığı en yüksek

değer, 3 % ile 90 cm aralığında, ikinci en yüksek değer ise 2,75 % ile 80 cm

seviyesindedir. Organik karbon (Corg ), en düşük değerini 1,3 % ile 10-15 cm aralığında

alır.

39

Şekil 12 HZWS-1 karotunun CaCO3 – Corg analizi grafiği

HZPC-1 uzun karotunda 100 numune üzerinde yapılan jeokimyasal analizler sonucu,

ortaya çıkan toplam karbon ve organik karbon grafiği şekilde gösterilmiştir (Şekil 13).

HZPC-1 karotundaki toplam karbonatın yüzde aralığı 3-38 % arasında değişir. Toplam

karbonatın karot boyunca aldığı en yüksek değerini 38 % ile 430, 440 ve yaklaşık 455

cm olmak üzere 3 ayrı aralıkta birden alır. İkinci en yüksek değerini ise, şekilde

görüldüğü gibi, 31 % ile 330 cm seviyesinde alırken en düşük değerini, 3 % ile 10 cm

seviyesinde alır (Şekil 13). HZPC-1 karotunda organik karbonun yüzde olarak dağılımı

0 ile 3,7 % arasında değişir. Organik karbonun aldığı en yüksek değer, 3,7 % ile 430

cm seviyesindedir. İkinci en yüksek değerini şekilden de anlaşılacağı gibi 3,4 % ile 330

cm de almıştır. Organik karbonun karot boyunca aldığı en düşük değere, 0 % ile 120 ve

140 cm olmak üzere 2 ayrı seviyede rastlanır.

40

Şekil 13 HZPC-1 karotunun CaCO3 – Corg analizi grafiği

6.4. 14C yaş tayini sonuçları Hazar Gölü çökellerinin yaşlandırma çalışması sırasında, seçilen 4 seviyeden alınan

bitki kökü örnekleri kullanılmıştır. 14C yaş tayinleri AMS (Accelerator Mass

Spectrometry) yöntemi ile Woods Hole Oşinografi Enstitüsü’nün NOSAMS

laboratuvarlarında yaptırılmıştır. Elde edilen yaş sonuçlar, 13C düzeltmesi ve ± 1σ hata

payları hesaplanarak günümüzden önce (G.Ö.) 14C değerleri bulunmuştur. Bu sonuçlar

ve hesaplanan sedimantasyon hızları Çizelge 2 ve Şekil 14’te sunulmuştur.

41

Karot Sediment Derinliği (cm) C14 Yaşı (yıl G.Ö.) Yaşlandırılan Örnek HZPC-1 82-83 360± 15 Bitki kökü HZPC-1 225-226 1380± 19 Bitki kökü HZPC-1 332-333 2005± 55 Bitki kökü HZPC-1 419,6-420,6 3030± 40 Bitki kökü

Çizelge-2. HZPC-1 karotuna ait yaş sonuçları

Şekil 14 Sedimantasyon hızları

6.5. XRF(X-Ray Fluorescence Spectroscopy ) Analizi Sonuçları

HZWS-1 yüzey karotundaki XRF sonuçları şekilde gösterilmektedir (Şekil 15).

Karotun 10.uncu cm’ inde tüm elementlerde aynı seviyede görülen azalma piki,

çamurun bu seviyede gösterdiği çukurluktan kaynaklandığı için geçersizdir. Karotun

aşağı yukarı ilk 20 cm’lik kesiminde elementel dağılım açısından önemli bir değişiklik

görülmemektedir. Karotun radyografik resminden de anlaşılacağı gibi, genel olarak tüm

karot boyunca Ca ve Sr elementleri, açık renkli birimin olduğu seviyelerde artan bir

trend sergilerken, özellikle koyu renkli laminaların konumlandığı seviyelerde azalan

42

pik değerleri gösterir. Fe, Ti, K, Si gibi kırıntılı malzeme girdisini işaret eden

elementlerde aynı seviyelerde Ca ve Sr’a göre azalan trendler gösterirler. Özellikle Fe,

koyu renkli laminaların yüzeylendiği seviyelerde önemli artışlar gösterir. Karotun 22-

26 cm seviyesinde Ca ve Sr’da görülen azalma pikleri ve Fe, Ti ve azda olsa K’da

görülen artış pikleri dikkati çekmektedir (Şekil 15). Bu aralığın yağışlı bir dönemi

yansıttığı düşünülmektedir. Gölden buharlaşmayla ayrılan su miktarının az olması ve

nem ve yağışın yüksek olması, Hazar Gölü su seviyesini arttırabilecek olaylardır.

Hemen üst seyide Ca ve Sr’da çok fazla olmamakla birlikte görülen artış trendi bu

yağışlı dönemin sona erdiğini göstermektedir. Karotun 50-52 cm aralığında başta Ti

olmak üzere Fe, K, Si gibi silisiklastik girdiyi işaret eden elementler artan pik değerleri

verirken, Ca ve Sr’da azalan pik değerleri görülmektedir. Göle gelen karasal malzeme

akışının arttığı bu süreç, kısa bir zaman aralığını kapsar. Bu seviyedeki değişimin

dönemsel bir olaydan ziyade kısa süreli ve belki de mevsimsel olabilecek nemli ve

yağışlı bir dönem olarak bahsetmek belkide çok daha doğru olacaktır.

HZWS-1 karotunda sonlara doğru ilerlerken, oldukça durağan seyreden değerler, 89-98

cm aralığındaki olayla değişir. Özellikle Ti, K ve Fe gibi karotlarda karasal girdinin

göstergesi olan elementlerdeki artışı ve Ca ve Sr’un bu seviyede aşırı bir azalma

göstermesi bariz bir şekilde görülebilir (Şekil 15). Bu seviye, G.Ö. 741-820 yılları

arasına denk düşer. HZWS-1 karotundaki bu aralıkta büyük olasılıkla bu soğuk ve

yağışlı iklimsel olayın bir sonucu olarak, çalışmamızda yer edinmiştir. Bu 10 cm’lik

aralıkta, kırıntı girdisini yansıtan Fe, Ti, K, Si gibi elementlerin, arka arkaya gösterdiği

azalma ve artma pikleri, dikkat çekicidir.

43

44

HZPC-1 uzun karotu, 5 parçaya bölünerek çalışılmıştır. Karotun ilk 0-88 cm aralığını

temsil eden parçasında yapılan XRF analizi sonuçlarında, 15-15.5, 26-26.5, 38-40 cm

seviyelerindeki elementlerin davranışını benzer özellik göstermektedir (Şekil 16). Bu

üç seviyenin radyografi görüntülerinden de izlenebileceği gibi koyu renkli lamina

seviyelerinde Fe, Ti, K, P ile S elementlerinin artış birlikteliği sözkonusudur. Ca ve Sr,

koyu renkli lamina seviyelerinde azalma pikleri gösterir. Bu seviyelerde biyojenik

karbonat çökelimi oldukça düşük seviyededir. Bu seviyelerde TOC-TIC grafiklerindeki

değişim takip edilecek olursa, ortamın hem organik karbon üretimi bakımından hemde

karbonat çökelimi açısından elverişsiz soğuk bir dönem olduğu anlaşılır. Bu sonucu bu

seviyelerde Fe, Ti, K gibi göle gelen kırıntı girdisini gösteren elementlerdeki artışta

kanıtlamaktadır. Her üç dönemde soğuk ve yağışlı dönemler olmalıdır. Böyle

dönemlerde göle nehir vasıtasıyla bol miktarda karasal malzeme gelişi sözkonusu olur.

Bir diğer bakış açısıda arada kalan iki seviyeyi değerlendirmektir. Yani 16-26 ve 28-38

olmak üzere iki birbirine çok benzeyen seviye sıcak ve ılıman dönemleri yansıtıyordur

(Şekil 16). Bu seviyeleri yine TOC-TIC grafiklerinden takip edecek olursak özellikle

karbonat çökeliminde meydana gelen artış dikkat çekicidir. Bu artış 20 cm seviyesinde

artış pikide göstererek bu seviyelerin biyojenik üretim ve karbonat çökelimi açısından

son derece elverişli durumunu da kanıtlar niteliktedir (Şekil 13). XRF sonuçlarıda bu

sonucu destekler özelliktedir. Öyle ki bu iki seviyede Ca ve Sr elementlerinde uzun

süreli pozitif yöndeki artış, Fe, Ti, K’daki durağan gidiş bu sonucu desteklemektedir.

45

46

HZPC-1 karotunun 93 cm uzunluğundaki 2. parçası, 88 cm seviyesinden, 181 cm’e

kadar devam eder ve G. Ö. 1062-400 yıllarını kapsamaktadır (Şekil 17). Karotun

yaklaşık ilk 50 cm’lik kısmında ani bir değişim gözlenmezken, özellikle 88-117,5 cm

aralığında, yani G. Ö. 600-400 yılları arasında Ti, K, Si gibi elementlerin arttığı

gözlenmektedir. Bu durumda göle çevre akarsularla gelen kırıntı girdisinin bu dönem

içerisinde arttığını göstermektedir. Bu seviyenin altındaki, 117,5-137 cm aralığında Ca

ve Sr elementlerinin artışı gözlenmektedir. Bu aralık G.Ö.740-600 yılları arasını

kapsamaktadır. Radyografi görüntülerinden de izlenebileceği gibi, açık renkli litolojinin

hakim olduğu bu seviye, koyu renkli elementlerce fakirdir. Bu süre içerisinde göle

nehir yoluyla kırıntılı malzeme girişi yavaşlamıştır. Ca ve Sr elementlerindeki artıştan

da bu seviyenin kavkı oluşması açısından uygun ortam şartlarına sahip olduğu

düşünülmektedir. 137-148 cm arasında, ardarda gelen iki koyu laminanın olduğu

seviyelerde tüm elementlerde ani artış ve azalmalar görülmektedir. Bu seviye, HZWS-

1 karotunda, 89-98 cm arasında görülen seviyenin, uzun karottaki eşleniği olan

seviyedir. Aynı iklimsel olayın her iki karotta rastlanan derinlikleri arasındaki farklılık,

HZWS-1 karotunun gravite, HZPC-1 karotunun ise piston karotiyerlerle alınması yani

kullanılan farklı karot alma tekniklerinden kaynaklanmaktadır. Piston karotta örnek

alınması sırasında gelişen vakum etkisi, karotun su yüzeyine çıkarılmasının ardından,

piston parçanın, boru içerisinden çıkarılması sırasında etkisini kaybeder ve sediment

örnekte bir esneme meydana getirir. Dolayısıyla da aynı seviye her iki karotta farklı

derinliklerde görülür. Uzun karottaki bu seviyede, HZWS-1 karotundaki eşlenik

seviyesinde olduğu gibi, Ti ve Si başta olmak üzere silisiklastik elementlerde görülen

artış, kırıntı girdisindeki ani zenginleşmeyi gösterirken, Ca ve Sr elementleri aynı

seviyede azalmaktadır. G. Ö. 820-740 yılları arasında görülen bu olayın, yağışlı bir

periyodun sonucu geliştiği düşünülmektedir. Bu seviyede hem TIC hem de TOC, en

düşük değerlerini almaktadır (Şekil 13). Bu durumda yine ortam koşullarının karbonat

oluşması için elverişsiz, yağışlı dönemler olduğunu göstermektedir. Karotta daha aşağı

seviyelere doğru ilerlerken, 163-173 cm seviyesinde 10 cm’lik bir ara seviye dikkat

çeker. Yaklaşık G. Ö. 1000-930 seneleri arasını kapsayan bu seviye, Ca ve Sr

elementlerinde gözlenen artış, Fe, Ti, az da olsa K’daki azalmayla takip edilebilir. Bu

sıcak ve kurak seviyeyi TOC ve TIC grafiklerinden de görmek mümkündür (Şekil 13).

47

Bu seviyede her iki parametreninde gösterdiği artış sıcak dönemin göstergesidir.

Karotun 93 cm uzunluğundaki bu 2. parçasını bir bütün olarak değerlendirmek

gerekirse, genel olarak Ca, Sr ve Fe, Ti, K gibi elementlerin oluştırduğu iki element

grubunun davranışlarının belli bir periyodta geliştiği görülmektedir. Bu periyodlar,

yaklaşık 100 ile 250 yıllık döngüler şeklinde gelişmiştir.

HZPC-1 karotunun 102 cm’lik 3. parçası 181-283 cm aralığını kapsamaktadır (Şekil

18). G. Ö. 1062-1687 zaman aralığını kapsayan bu parça içerisinde iki önemli aralık

bulunmaktadır. Bunlar, G. Ö. 1555-1403 ile G. Ö. 1209-1062 zaman aralıklarındaki Ca

ve Sr elementlerindeki artışlarla öne çıkan, yaklaşık 150 yıllık iki kurak dönemi işaret

etmektedir. Bu dönemler arasında da G. Ö. 1403-1209 yılları arasında, yaklaşık 200

yıllık bir periyod bulunmakta olup, Mn, Si, S ve K gibi elementlerin artışı

sözkonusudur. Bu durumda bize bu seneler arasında göle gelen kırıntı malzeme

girişinin arttığını göstermektedir. Bahsettiğimiz iki kurak aralıktan birincisinin, G. Ö.

1209-1062 yılları arasında geliştiği düşünülmektedir (Şekil 18). Özellikle Sr, bu seviye

içerisinde sürekli artarken, Ca’daki artış G.Ö. 1147-1062 aralığında kesintiye uğrayarak

azalma göstermektedir. Karotun ortalarına doğru ilerlerken, G. Ö. 1555-1403 yılları

arasında ikinci seviye bulunmaktadır. Ca, Sr elementleri bu dönemin başlamasıyla

birlikte artmaya başlar ve ortalara doğru gidirek bu artış devam eder. Bu nedenle de,

sıcak iklimsel koşulların seviyenin ortalarına doğru giderek arttığı ve hatta kurak

şartların hakim olduğu düşünülmektedir. Aynı zamanda Fe, Ti gibi elementlerde

azalma gözlenmektedir. Bu 23 cm’lik geniş aralık içerisinde 238,5-242 cm seviyesinde

yine muhtemelen çamur yüzeyindeki pürüzlülüğün yolaçtığı bir düzensizlik mevcuttur.

Bu aralıkta Sr ve Ca en yüksek değerlerini alırken, Fe ve Ti en düşük değerlerini

almıştır. Bu durumu TIC ve TOC grafiklerinden de görebiliriz. 240 cm seviyesinde

hem TIC hem de TOC değerleri pik değerler almıştır (Şekil 13). Bu dönem içerisinde

göle kırıntı girdisi yok denecek kadar az düzeydedir. Tüm bu veriler, yaklaşık 25 cm’lik

aralıkta sıcak ve ılıman bir sürecin egemen olduğunu gösterir. 242 cm’den karotun 3.

parçasının son bulduğu 283 seviyesine kadarki aralıkta Ca ve Sr elementlerinde

giderek azalmaya başlar. Bu durumda, bu seviyeler arasında sıcaklıkların bir önceki

döneme göre azaldığını gösterir.

48

HZPC-1 karotunun 4. parçası, 98 cm uzunluğunda olup, 283-381 cm aralığını

kapsamaktadır. Bu seviyeler, G. Ö. 1687-2570 zaman aralığını göstermektedir (Şekil

19). 283 cm ile 310 cm aralığında elementlerin davranışı bakımından son derece

hareketsiz bir dönemdir. 311 cm seviyesinden itibaren Fe, Mn, Ti, K gibi kırıntılı

girdiyi temsil eden elementlerde, karot boyunca ilerlerken göze çarpan azalmalar ve

yine aynı aralıkta, Ca ve Sr gibi açık renkli litolojilerde artan eğriler sunan iki

elementte artış gözlenmektedir. Bu değişimler TIC/TOC grafiklerinden de takip

edilebilir (Şekil 13). G. Ö. 2005-1900 seneleri arasına karşılık gelen bu aralık, sıcak ve

kurak bir dönemi yansıtıyor olabilir. Her iki elementteki bu artış yaklaşık 333 cm

seviyesine kadar devam eder ve bu seviyede en yüksek değerlerini alır. Dolayısıyla aynı

zamanda bu sıcak dönemin en yoğun olduğu seviyedir. Bu seviyeden itibaren Fe, Ti, K,

P, Si ve S elementlerindeki artan trendler gözlenmektedir. Karasal girdideki bu artış

350 cm seviyesine kadar devam eder ve bu seviyede en yüksek değerini alır. Bu aralıkta

soğuk ve yağışlı bir iklimsel periyoda denk gelir. 350 cm seviyesindeki Ca ve Sr’da

rastlanan düşük piklerde bu durumu destekler. 350 cm’den sonra Ti, Fe elementlerinde

azda olsa görülen azalmalar 360 cm seviyesinden 381 cm seviyesine kadar devam

eder. 375 cm seviyesinde rastlanan koyu renkli laminalı aralıkta, Fe, Ti, K, P, Si ve S

elementleri en yüksek değerlerini alırken, Sr ve Ca en düşük değerlerini alır. Bu

dönemde göle gelen karasal girdi miktarındaki artış muhtemelen soğuk ve yağışlı bir

dönemin sonucu olarak karşımıza çıkmıştır.

HZPC-1 karotunun 5. parçasının uzunluğu 125,5 cm olup, 381-506,5 cm aralığını

kapsayan, uzun karotun son parçasıdır (Şekil 20). Karotun 388-392 cm aralığında

elementler çok kısa süreli bir değişim sunar. Radyografi görüntüsünde daha belirgin

farkedilen açık tondaki bu seviyede Ca ve özellikle Sr’de artış, silisiklastik elementler,

Fe, Ti, K, Mn ve Si azalma gösterir. Bu aralıkta göl havzasının daha az yağış aldığı,

sıcak bir periyoda denk geldiği düşünülmektedir. Bu aralığın sonlanmasıyla birlikte,

tüm elementlerde tersine bir işleyiş başlar. 408-423 cm aralığında gelişen bu olayda Ca

ve Sr elementleri seviye içerisinde ilerlerken özellikle sonlara doğru sürekli bir azalma

gösterir. Koyu renkli, çok sık lamina ardalanmalarına rastladığımız bu seviyede Fe, Ti,

K başta olmak üzere tüm kırıntı girdisi göstergesi olan elementlerde sürekli artış

sözkonusudur. Bu seviyeler arasında laminaların çok sık ve devamlı olmasından ötürü

49

tüm elementler son derece salınımlıdır. G.Ö.2900-3050 seneleri arasına rastlayan,

yaklaşık 150 senelik bu aralıkta bölgede soğuk ve şiddetli yağışların olduğu bir iklimsel

periyod hüküm sürmüştür. Nehir vasıtasıyla göle taşınan kırıntılı malzeme miktarı son

derece yüksektir. 423-466 cm aralığında ise daha ılıman bir sürece geçilmiştir.

Muhtemelen bu dönemde yağışlar azda olsa etkisini yitirmiş ancak sıcaklıklar artmıştır.

Bu seviyelerde görülen Ca pikleri karot boyunca aldığı en yüksek değerleri gösterir. Fe,

Ti, K gibi elementlerdeki azalmada nehir girdisinin bu süre içerisinde azaldığını

göstermektedir. 466 cm seviyesinden itibaren radyografi görüntülerinde daha iyi

gözlemlenen koyu renkli lamina seviyeleri içerisinde Fe, Ti gibi elementlerde artış

gözlenmektedir. Karotun son bulduğu seviyeye kadarki aralıkta, koyu renkli

laminalarında sonlara doğru giderek yoğunlaşmasına paralel olarak, Fe,Ti elementleri

genel olarak artmaktadır.

50

51

52

53

54

6.6. MSCL (GEOTEK-Multi Sensor Core Logger) Analizi Sonuçları

6.6.1. Manyetik Duyarlılık

HZWS-1 karotuna ait manyetik geçirgenlik değerleri incelenecek olursa, kırıntı

girdisinin göstergesi olan Fe, Ti, K, Si gibi silisiklastik elementlerin artış gösterdiği

seviyelerde arttığı çok net bir şekilde görülebilir (Şekil 21). Özellikle 26, 50-52 ve 90-

105 cm seviyelerindeki artışlar ilk göze çarpan artışlardır. Bu seviyelerden en

sonuncusu yaklaşık 90 cm seviyesinden başlar ve geniş bir artış aralığı sunarak 100 ile

105 cm aralığında en yüksek değerini alır. Bu seviye diğer analiz sonuçlarıyla da

örtüşen soğuk ve yağışlı iklimsel bir periyodu temsil etmektedir. Bu seviyede göl

havzasına gelen yağışların artmasıyla birlikte, göle gelen kırıntılı malzeme akışı en

yüksek düzeylere ulaşır. Bu seviyelerde göldeki organik madde üretiminde ve CaCO3

çökeliminde ciddi azalmalar gelişir. Bu aralık yaklaşık 100 cm seviyesinde yaptığı

pikten itibaren karot sonlarına doğru giderek azalmaktadır.

HZPC-1 uzun karotunun manyetik geçirgenlik grafiği incelendiğinde değer aralığının

kısa karota nazaran biraz daha genişlediğini görürüz (Şekil 22). Manyetik geçirgenlik,

karot boyunca aldığı en yüksek değeri 312. cm’de gösterirken, en düşük değerini

468.cm’de alır. HZPC-1 karotunun ilk iki parçasıyla, HZWS-1 karotu korale

edildiğinde, kısa karotta 100-105 cm arasında karşımıza çıkan yüksek değerler, uzun

karotta, daha derinde yani XRF sonuçlarında olduğu gibi 139 cm seviyesinde karşımıza

çıkar.

HZPC-1 karotunun 4. parçasının ilk seviyeleri magnetik geçirgenlik değerlerinin azalan

değerleriyle başlar. Bu azalış, yaklaşık 335 cm seviyesine kadar devam eder.

HZPC-1 karotunun 5. parçasında özellikle 408-423 cm seviyelerinde, yüksek magnetik

geçirgenlik değerleri görülmektedir. Bu yüksek değerler yine bu seviye için daha önce

XRF sonuçlarında söylendiği gibi soğuk ve yağışlı iklimsel bir dönemi yansıtmaktadır.

Bu dönem içerisinde gölün hidrolojik aktivitesi yüksektir (Arnaud ve diğ., 2005). Bu

soğuk ve yağışlı dönem başlamadan önce yine düşük magnetik geçirgenlik değerlerinin

yeraldığı sıcak ve nispeten daha az yağışlı bir dönem hüküm sürmekteydi.

55

Genel olarak HZPC-1 karotunun tümünü değerlendirmek gerekirse, ilk 3 parçasındaki

değerler daha düşük seviyededir. Daha sonrasında gelişen yüksek magnetik geçirgenlik

değerleri daha çok karotun 4. parçasından itibaren başlar. Yaklaşık 310 cm

seviyesinden başlayarak 5. parçanın sonuna kadar magnetik geçirgenlik değerleri artan

bir trend sunar. G. Ö. 1800 senesinin öncesinde manyetik geçirgenlik değerlerinin bu

kadar yüksek olması başlıca iki nedenden kaynaklanıyor olabilir. Bunlardan ilki

antropojenik bir etkinin sonucu gelişmiş olabileceğidir. G. Ö. 1800 yılının öncesinde

yöre halkının geçimlerini sağlamak amacıyla tarımcılık, hayvancılık ve madencilikle

uğraşıyor olması, göle bu dönemde ve öncesinde mıknatıslanma özelliği yüksek,

ferromagnetik minerallerin girişini hızlandırmış olabilir. Bu durumda manyetik

duyarlılık değerlerinin yüksek olmasına neden olmuştur. Bir diğer olasılık ise, bu

dönemde yine yöre halkının tarımcılık, hayvancılıkla uğraşıyor olması ya da bitki

örtüsünü, özellikle de ağaçları çeşitli nedenlerle tahrip etmiş olması, toprak erozyonunu

hızlandırmış ve göl havzasının yakınlarındaki bir mostrada, üzeri örtülü bulunan,

magnetize olabilecek minerallerce (Fe, Ti v.b.) zengin bir kayacın, zamanla üzerinin

aşınarak yüzeylenmesine ve göle yağmur sularıyla birlikte bu kayaçtan aşınan kırıntı

malzemenin girmesine neden olmuş olabilir.

56

57

58

6. 6.2. P Dalgası Hızı

HZWS-1 karotunda P-dalgası hızı genel olarak aynı değerlerde seyretmektedir (Şekil

21). Bol kırıntılı ve kavkılı seviyelerde yüksek değerlerde görmemiz gereken P dalga

hızı , HZWS-1 yüzey karotunda ani değişimler göstermemiştir. Bunun sebebi

muhtemelen karotun su içeriğinin fazla olması ve malzemenin sıkı paketlenmiş

olmasıdır. Özellikle manyetik duyarlılık parametresinin de yüksek değerlerde seyrettiği,

göle kırıntılı malzeme girişinin olduğu 100-105 cm aralığında, P dalga hızında çok

fazla olmasa da hareketlenmeler kaydedilmiştir. HZPC-1 uzun karotunda ise P-dalgası

hızı, en yüksek değerini 305.cm’de alırken, en düşük değerini 408.cm’de alır. Bu

seviyelerde uzun karotun parçalarının başlangıcı ve bitimine denk geldiği için

yanıltıcıdır (Şekil 22). Yüksek manyetik geçirgenlik değerleriyle temsil olan 408-423

cm seviyelerinde kaydadeğer bir artış göstermemiştir. Bu durum malzemenin dokusal

olarak yumuşak olmasıyla ve yine sıkı paketlenmiş olmasıyla ilgilidir.

6. 6. 3. Porozite ve Yoğunluk

HZWS-1 karotunun yoğunluk grafiği incelendiğinde, en yüksek değerini 100 cm

seviyesinde alır (Şekil 21). Bu aralık, manyetik geçirgenliğinde en yüksek değerini

aldığı aralıktır. HZPC-1 karotunda, yoğunluk en yüksek değerini yaklaşık 410 cm

seviyesinde, en düşük değerini 273 cm aralığında alır (Şekil 22). Porozite ile yoğunluk

arasındaki ters orantılı durum, porozitenin en yüksek değerini 273 cm’de, en düşük

değerini ise 410 cm seviyesinde almasıyla da doğrulanmış olur.

6. 6. 4. Elektrik Direnci (Elektriksel Resitivite)

Elektrik direnci HZWS-1 karotunda genel olarak pek değişim göstermez (Şekil 21). Bu

durum, yüzey karotunun su içeriğinin daha yüksek olmasından kaynaklanıyor olabilir.

HZPC-1 karotunda ise, elektrik direnci değerleri karotta aşağıya doğru ilerledikçe

azalmaktadır. Bu durumun sebebi de yine karotun sonlarına doğru azalan su içeriğiyle

ilgili olabilir. Elektriksel resitivite, uzun karotta en yüksek değerini 200 cm seviyesinde

alır (Şekil 22). Fakat bu sonuç, karot parçalarının başlangıç ve bitim noktalarına denk

geldiğinden yanıltıcıdır. Manyetik duyarlılığın en yüksek değerini aldığı 312 cm

seviyesinde hafifte olsa hareketlenmiş ve artış göstermiştir.

59

6.7. Ostracod Analizi Sonuçları

6. 7. 1. Ostracodların Paleoçevresel ve Paleoiklimsel Çalışmalardaki Yeri Ostracodlar çoğu deniz ve göl ortamında bulunabilen, ortalama 0,5-1 mm uzunluğa

sahip küçük kabuklulardır. Bunlar, düşük Magnezyum kalsitli sağ ve sol kapak olarak

isimlendirilen iki ayrı kabuğa sahiptirler ( Griffiths ve Holmes, 2000). Ostaracodlar her

türlü sulu ortama yerleşmede ve adapte olmada son derece başarılıdır. Ordovisyen’den

günümüze kadarki jeolojik zaman süresince varlığını sürdürüyor olması, fosil kayıtların

incelenmesine imkan sağlarken, günümüzde yaşayan modern türlerde, günümüzde

hüküm süren iklim ve çevre koşulları hakkında bilgi vermektedir. Denizel olmayan

ortamlarda yaşayan olgun (erişkin) ostracodlar, 0,5 ile 2,5 mm uzunluğunda

bulunabilirler. Bu ortamlar su birikintisi, gölcük gibi geçici sular ya da göl gibi sürekli

sular olup, bunların dışındaki hertürlü sulu ortamda da bolca bulunurlar. Kaynak

pınarlarda, çay ve nehirlerde, bataklık ortamlarında ve çeşitli suni su birikintileri

içerisinde bulunmalarının yanısıra, yosun ve yeraltı habitatı içerisine de kolayca adapte

olabilir. Üremeleri seksüel bir biçimde ya da aseksüel (parthenogenetik) yolla meydana

gelir. Ostracodlar yumurtalarını yaşadıkları kabuk içerisinde muhafaza edebilir, göl ya

da deniz dibindeki sediment yüzeyine bırakabilir ya da ailesinden ayrı olarak yaşamını

sürdürdüğü organik kırıntıların yüzeyine yapışmış olarakta karşımıza çıkabilir.

Ostracodlar, birbirinden farklı tüy dökme (moult) ya da iki deri dökme (instar) prosesi

geçirmektedir ve canlı en fazla büyümeyi de bu dönem içerisinde gösterir (Baltanás ve

diğ., 2000; Smith ve Martens, 2000). Bu dönem ya da diğer bir deyişle dış kabuğun

dökülmesi (ecdysis) prosesi, canlının yaşam döngüsü içerisinde 8 kez meydana

gelirken, herbir geçiş sırasında aralıksız instar dönemleri de bu larva dönemleri

boyunca devam eder. Çoğu Ostracod, olgunluk dönemine erişmeden önce, büyümeleri

sırasında 8 kez tüylerini döker. Tatlı sularda yaşayan ostracodların yaşam döngüleri, 3

hafta gibi kısa süreli ya da 3-4 yıl arasında değişmektedir (Meisch, 2000).

Ostracodlar, su derinliğine ve derinlikle ilişkili, suyun bulanıklılığına (türbiditesine),

çözünmüş oksijen seviyesine, besleyici madde elverişliliğine, pH ve su sıcaklığı gibi

parametrelere karşı duyarlıdır. Özellikle tuzluluk, sıcaklık, alt tabakada meydana gelen

değişiklikler, ostracod türlerinin dağılımını etkilemektedir. Herbir tür, tuzluluk

koşullarıyla çok ciddi bir şekilde sınırlanmış olup, tuzluluk değişimlerini tolere

60

edemeyen Stenohalin türde Ostracodlar mevcuttur. Bunların yanısıra tuzluluk

koşullarının değişimine daha az duyarlılık gösteren Örohalin türdeki ostracodlarda

vardır. Sonuçta, günümüzde bulunan modern türlerin ekolojiksel toleranslarının ortaya

konması halinde, fosil topluluklarında meydana gelen değişimler, değişen çevre

koşulları hakkında bilgi verir.

Kuvaterner döneminde ostracodlara dair yapılan en faydalı ve önem taşıyan yaklaşım,

Son Buzul (Glasiyal) döneminden Holosen’e kadarki zaman aralığında, göl

ortamlarındaki stratigrafiksel değişimlerini incelemek olmuştur. Bu noktada karşılaşılan

önemli iklimsel değişiklikler, bir ostracod topluluğunun diğeriyle yer değiştirmesinden,

başka bir deyişle, ostracod dağılımında meydana gelen değişikliklerden yola çıkarak

ortaya çıkarılır. Sonuçta iklimsel zonlar ya da su kütlelerinin Kuvaterner boyunca

gösterdiği değişimler ortaya konmuş olur.

Yarı kurak ya da fazla yağışlı olmayan bölgeler ile düşük enlemli bölgeler içerisinde

bulunan göller, iklimsel değişikliklere karşı son derece duyarlıdır (Griffiths ve Holmes,

2000). Göller içinde bulunduğu bölge ikliminin yağış, buharlaşma yada hava

sıcaklığında oluşturduğu değişikliklere tuzluluk, su sıcaklığı ya da çözünmüş

bileşiminde oluşan değişikliklerle karşılık verir.

Ostracod kabuk kimyasının Kuvaterner döneme ait Paleolimnoloji çalışmalarında

kullanılmasına günümüzde yaygın olarak rastlanmaktadır (Stuiver, 1970). Bu

çalışmalar sırasında ostracodların iz element kimyası ya da duraylı izotop kayıtlarından

faydalanarak paleoçevresel yorumlamalar yapılır (Chivas ve diğ., 1993; Curtis ve

Hodell, 1993; Palacios-Fest, 1993, Xia, 1997). Her iki metodta çok sayıda göl

sedimentlerinde kullanılan metodlar olup, 3 tip gölde başvurulur. Bunlar kapalı, tuzlu

ve tarihsel çağlar boyunca ya da bir sürede olsa sığ olan kıtasal göller, kıyı gölleri ile

büyük derin buzul tatlısu gölleridir.

Ostracod kabukları tuzluluk ve P/E (yağış/buharlaşma) oranının jeokimyasal kayıtlarını

saklar. Bu nedenle eski döneme ait P/E oranı hakkında bilgi verir.

Ostracodların duraylı izotop analizlerinin detaylı bir biçimde yorumlanması sonucunda,

modern göllerdeki kabuk izotop ve su izotop bileşimi arasındaki ilişkiler yorumlanarak

ortaya konmuştur (Grafenstein ve diğ., 1999b). Kalsit ostracod kabuklarında, karbon ve

61

oksijen duraylı izotop analizleri, eski çevresel değişimlerin ortaya konması

çalışmalarında kullanılmaktadır (Lister, 1988; Chivas ve diğ., 1993).

Paleolimnoloji çalışmalarında kullanılan ostracodlar, göl kayıtlarının yeniden

oluştulmasında başvurulan multidisipliner yaklaşımın sadece bir elementidir. Göl

tuzluluğunun ve çözünen kimyasının evrimi, genellikle iklim tarafından kontrol edilen

hidrolojide meydana gelen değişikliklerin bir sonucudur. Kapalı havzalarda göl

seviyesi, tuzluluk ve su kimyasındaki değişiklikler, havzaya su girişi, evaporasyon ve

havzadaki çökelme arasındaki dengenin bir fonksiyonudur. Anahtar vazifesi

görebilecek ostracod türlerinin tercih ettiği çözünen kimyası bilinirse, bu türleri içeren

gölün hidrolojik yapılanmasına izin verir ve eski iklimsel değişimlere ait bölgesel

bileşenleri tekrar oluşturabilir ( Forester, 1986).

Bir bölgenin ortalama sıcaklıklarında meydana gelen değişiklikler o bölgede bulunan

ostracod faunasını da etkiler ve bu yüzden bazı türlerin özellikle tercih ettiği, türlere

özel sıcaklık aralıkları mevcuttur ( Forester, 1987). Bu nedenlede göl sedimentlerindeki

ostracodların faunal ve jeokimyasal olarak çalışılması eski göl koşulları hakkında

bilgiler verir. Ostracodlar gölün tuzluluğu, çözünmüş bileşimi, önemli anyon

değişiklerinden etkilenir. Bu canlının kavkısı çok kısa zaman aralıklarını içinde

barındırdığı ve artış göstermediği için su içerisindeki anlık değişimleri yansıtır.

6.7.2. Ostracod türleri ve tanımlama sonuçları

Hazar Gölü çökel örnekleri içerisinde Candonidae ve Limnocytheridae olmak üzere iki

farklı familyaya ait toplam 6 farklı ostracod türü tespit edilmiştir. Bu türlerden biri

bilinen, iki tanesi isimlendirilememiş ve diğer üçü ise Hazar Gölü için endemik

oldukları düşünülen türlerdir. Bunlar; Candona neglecta Sars, Fabaeformiscandona

anatolia n.sp., Fabaeformiscandona hazarensis n.sp., Fabaeformiscandona turcica

n.sp., ile Limnocythere sp.1 ve Limnocythere sp.2 taksonlarıdır. Yeni türler ve diğerleri

sistematik olarak tanımlanmışlardır. Hazar Gölü çökellerinde karşılaşılan ostracod

topluluğu tatlısu karakterine sahip olup, özellikle Candona neglecta ile Limnocythere

türleri gerek ülkemizdeki limnik ortamlarda gerekse de Avrupa, Asya, Ortadoğu hatta

62

Uzakdoğu ülkelerinde, doğal ve yapay su alanlarında, limnik koşullar altında yaşama

imkanı bulmaktadır.

Candona neglecta Sars , 1887

Candona neglecta Sars, Holarctik ekozon (Kuzey yarımküreyi kapsayan habitat)

içerisinde bulunan, kavkı yüzeyi üzerinde tiberkül (ince yumrucuk) ve spinoller

(dikencik ya da iğnecik) bulunduran bir tatlısu ostracod türüdür. Taklit niteliğindeki

ince yüzey yapıları tiberkül ve spinoller, gözenek kanalı vazifesi görür. Günümüzden

çok daha önceleri yapılan betimlemelerde Candona neglecta yüzeyinin pürüzsüz

olduğuna dikkat çekilmiştir ( Sars 1887, 1925, Müller 1900, Kaufmann 1900). Lindner

(1923) kabuk üzerindeki minik tiberkül ve spinollere ilk kez Üst Swabia döneminde

Almanya’daki neglecta türlerinde rastlamıştır ve Petkovski (1969) ile Meisch (2000)

’de daha sonra yaptıkları çalışmalarla bu durumu desteklemişlerdir. Candona neglecta

kabukları genellikle beyaz, inci gibi parlak bir görünümdedir. Organik maddece zengin

göl, havuz, akarsu, çay gibi sulu ortamların tabanındaki oyuk ve çukurluklarda,

yeraltısularında yaşarlar. Geçici sulu ortamlarda yumurta, larv ve yetişkin türleri

kuruma olayına karşı dayanıklılık gösterir. Bunun yanısıra, göllerde sığ litoral zon ve

profundal zonun çok derin yerlerine yerleşebilir ( Bhatia ve Singh,1971; Diebel ve

Pietrzeniuk, 1975; Danielopol ve diğ., 1993, Meisch, 2000). Candona neglecta türleri

genellikle soğuk suları tercih ederler ve 5-8 0C arası sıcaklıkta oluşurken, 20 0C den

fazla geçici sıcaklık artışlarına da adapte olabilir (Holmes 1996, Meisch 2000). Bu

nedenle çoğu sulu ortamlarda rahatlıkla yaşamlarını sürdürebilirler. Candona neglecta

yazın göllerde gelişen hipoksik koşullara karşı ( oksijenin azalması) adapte olabilir.

Tuzluluk koşullarının değişimine karşı toleranslı bir tür olma özelliğinde olup hafif

tuzlu içsularda ve denizlerde, tuzluluk sınırının 0,5-16 ‰ aralığında bol bulunur.

Yaşamlarını sürdürdükleri sular durağan ( hareketsiz) ya da çok hızlı sular olabilir.

Kalsiyum içeriği bakımından 0-72 mg Ca/l ve daha üst değerlerdeki sulara kolaylıkla

adapte olabilirken, pH değişimlerine karşıda dayanıklıdır (Hiller 1972, Hartmann ve

Hiller 1977). Tatlı sularda, hafif tuzlu iç kesimlerde ve holarctik alandaki marginal

denizsuyu ortamında da yaşamını sürdürebilir. Candona neglecta türleri, bir yıl

içerisinde iki kez nesil üreten sürekli bir form olma özelliğindedir.

63

Fabaeformiscandona Kristić, 1972

Fabaeformiscandona kavkısı yanal pozisyonuna doğru, değişik yükseklik/uzunluk

oranı ile uzamıştır. Kavkı yüksekliğinin en yüksek değeri bazı türlerde, kavkı

uzunluğunun yarısına kadar ulaşabilir. Erkek türlerin kabuğu, dişi türlere nazaran hem

daha uzundur, hemde şekil olarak daha farklıdır. Arka kenarı, gözle görülür bir şekilde,

yanal tarafına doğru dönmüştür. Karın kenarı dikkat çekici bir şekilde konkavdır.

Dişilerin büyüklüğü 0,88-1,20 mm arasında iken, erkek türlerde 1,00-1,30 arasında

değişir. Rengi inci kadar parlak ve beyazdır. Ekolojik olarak, genellikle çamurlu ve

bataklık tarzındaki geçici su alanlarını tercih ederler. Göllerde çok sığ zonlarda bulunur

ki bu zonlar yaz aylarında kurur. Bazen azda olsa litoral zonun derinliklerinde de

rastlanır. Drenaj hendeklerinde, nehir vasıtasıyla göle giriş kanallarında, gölcüklerde,

açık arazi ve ormanlık alanlardaki geçici havuzlarda bulunur. Ayrıca akarsu ya da bir

nehrin ölü kollarında bulunabilir. Türler, maksimum 8,1 % lik tuzluluk sınırına kadarki

tuzluluk artışlarına karşı toleranslıdır ( Vesper, 1975). Soğuk suları tercih ederler

(mesothermophilic). Göllerin türbülanslı litoral alanlarında daha çok bulunur ve

bazende akıcı sular içerisinde yeralır (oligorheophilic). Kalsiyum içeriği 0-72 mg Ca/L

ve daha üst değerlerde iken bolluk gösterir ve genel olarak yüksek Ca içerikli suları

tercih ederler (titanoeuryplastic). Tuzluluk içeriği 5-18 ‰ arasındaki sularda daha

yaygın bulunurlar (mesohalophilic). Suların pH’ında meydana gelebilecek geniş ölçekli

değişikliklere karşı toleranslıdır (euryplastic). Olgun türlerine kış ya da bahar

mevsimlerinde özellikle en fazla Nisan-Mayıs aylarında çok rastlanır ancak nadirende

olsa Haziran ayı sonlarında da bulunabilir (Nüchterlein, 1969). Holarctik ekozon

içerisinde geniş yayılım gösterir.

64

Şekil 23 Hazar Gölü ostracod faunasının SEM görüntüleri

65

Limnocythere s. Brady, 1867

Kabuk yanal görünümüne doğru uzamıştır ve kavkı yüzeyinde iyi gelişmiş tiberküller

mevcuttur. Kavkının sırt kenarı, öndeki bitişine doğru eğim kazanır ve kavkının ön

tarafı gaga şeklindedir. Kavkı rengi, beyazımsı griden sarımsıya doğru çeşitli olurken,

kabuğu ince ve saydamdır. Erkek türler faunal alanlarda nadiren karşımıza çıkmaktadır

ve gölün alkalinitesindeki artışlara bağlı artışlar gösterebilir. Dişi türler 0,50-0,70 mm,

erkek türler 0,62-0,82 mm arasında yeralır.

Ekolojik olarak geniş aralıklı çevresel koşullara karşı toleranslıdırlar. Küçük ya da

büyük su alanlarında, göl, gölcük, bataklık, yavaş akan dere, çay ve nehirlerde bulunur.

Göllerde çamur yada kum içerikli alt tabaka sedimentleri içerisinde ve bu yüzeyin

hemen altındaki çatlaklı habitat içerisinde de rastlanır. Hafif tuzlu göl ve benzeri iç

sularla, deniz ortamında, hafif acımsı sularda karşılaşılabilir. Çok fazla alkalin sularda

yaşamlarını sürdürebilirler ki bu koşullar altında (klorit konsantrasyonu 2160 mg/L ve

asit bağlayıcı kapaitesi 142,8’e kadar ulaşan sular) yaşayan başka bir tür ostracod

yoktur. Göllerin litoral zonu içerisinde rahatlıkla görülebilir. Sıcak, zayıf kalsiyum

içerikli, 5-18 ‰ tuzluluktaki suları tercih ederler. Durağan suların yanısıra akıcı sular

içerisinde de rastlanabilir. Hem yetişkin hem de juvenil türler yıl boyunca oluşabilir

(Sywula 1977; Jungwirth 1979). Faunal alanda yetişkenlerin en yoğun olduğu zamanlar

Mayıs-Eylül ayları arasıdır. Tatlısu türleri, Nisan-Mayıs aylarında oluşur, Ekim-Kasım

aylarında giderek azalır. Holarctik ekozon içerisinde dağılım göstermektedir.

6.8. δ 18O ve δ 13C Duraylı İzotop Sonuçları Hazar Gölü’ne ait δ 18O, δ 13C izotop sonuçları ve TIC/TOC sonuçları birlikte korele

edilerek değerlendirilmesi yapılmıştır (Şekil 24). Bu 4 parametre bazı seviyelerde birlikte

hareket ederken, bazısında ise birbirinin tam tersi davranışlar sergilerler.

HZPC-1 karotunun en alt seviyesi günümüzden önce (G.Ö.) 3968 senesine kadar

gitmektedir. Orta Tunç Çağı’ndan günümüze kadar ki bu süreçte, Yukarı Fırat

Bölgesinde meydana gelen iklimsel değişimleri görmemiz mümkün olmuştur. G.Ö. 3968

senesinden bugüne kadar ki aralıkta, δ 18O izotop gradyantında karot boyunca görülen

66

değişim 2,47 ‰ (2,75-5,22 ‰) olup, sahip olduğu en yüksek değerini G.Ö.600 senesinde,

en düşük değerini G.Ö. 1400 senesinde alır. δ 18O izotop gradyantı, G.Ö. 3968 senesinden

günümüze kadar ki süreç içerisinde azalan bir trend sunar. Ostracod kavkılarına ait δ 13C

değerlerinin ise karot boyunca gösterdiği değişim 8,01 ‰ (-8,21- (-0,20) ‰) ile bir hayli

fazla olup, en yüksek değerini G.Ö. 1305 senesinde, en düşük değerini ise G.Ö. 3345

senesinde almıştır. Karotun en alt seviyesinden yukarıya doğru δ 13C izotop gradyantının

izlediği trende dikkat edilirse günümüze doğru ağırlaşan bir trend sergilemektedir. Bu

durum gölün jeolojik zaman içerisinde çeşitli faktörlerinde etkisiyle ötrifikasyon

derecesinin giderek arttığının kanıtıdır. δ 18O, TOC, TIC parametrelerinin karotun

tümündeki değişimlerine bakıldığında genellikle aynı zaman aralıklarında benzer

davranışlar sergilerken, δ 13C bazı seviyelerde bu üçünden belirgin farklılıklar gösterir.

Hazar Gölü’nde G.Ö. 3968-3700 yılları arasında tüm değerler hafifleşerek başlamaktadır.

δ 18O ve δ 13C izotop değerlerinde bu türde meydana gelen azalmalara birçok neden etki

etmiş olabilir. Bu yıllar arasında iklimsel olarak soğuk ve yağışlı bir dönemin varlığı,

göle izotopik değeri düşük olan nehirsuyu akışını arttırır ve sonuçta hem δ 18O hem de δ 13C izotop değerleri düşmesine neden olur. Nehir girdisiyle artan göl seviyesi ve azalan

tuzluluk değerleri beraberinde δ 18O değerlerinde azalmalara neden olur. Hafifleşen δ 13C

değerleri de yine nehir vasıtasıyla gelen 12C’ce zengin suların 13C değerlerini

seyreltmesinden kaynaklanıyor olabilir. Bir diğer sebebte yüzey sularında organik madde

üretiminin artması ve sonrasında dip sularında 12C’ce zengin organik maddenin

bozuşması sonucu ostracod kavkıda hafif izotop zenginleşmasinin olması ihtimalidir

(Mischke, 2001). Bunun yanında nehir vasıtasıyla göle kırıntılı malzeme girişinin artması

bu dönemde tüm parametrelerdeki azalmanın bir diğer sebebidir. TOC ve TIC’deki

düşük değerler bu durumun bir diğer kanıtıdır. Bu dönemde karbonat çökelimi giderek

düşmektedir. Ayrıca, göle kırıntılı malzemelerin girmesi, δ 18O ve δ 13C izotop

değerlerini düşürür (Wang ve diğ., 2002). Bu süre içerisinde gölden buharlaşmayla

ayrılan su miktarı da fazla olmadığından, göl seviyesi yüksektir.

Karot boyunca yukarıya doğru ilerlerken, G.Ö.3700-3500 yılları arasında δ 18O, TIC ve

TOC değerleri ağırlaşmaya başlamıştır. Bu dönem içerisinde TIC maksimum

değerlerinden birisini (38 %) almıştır. CaCO3 içerisindeki karbonu veren bu parametrenin

bu kadar yüksek değerlere çıkması, ortam koşullarının CaCO3 çökelmesi için elverişli,

67

sıcak ılıman koşullara sahip olduğunu göstermektedir. TOC’deki artış organik madde

miktarının artışını göstermektedir. Nehir akışının nispeten azalmış olması δ 18O

değerlerinin ağırlaşmasına neden olmuştur. Aynı zaman zarfı içerisinde δ 13C değerleri

hiç değişmemiştir.

G.Ö. 3500-3345 seneleri arasındaki kısa süre içerisinde, δ 18O ve TOC değerlerinde

hafiflemeler dikkati çekmektedir ki bu azalmaların kaynağında yine soğuk ve yağışlı bir

iklimsel sürecin varlığı bulunur. Havzaya gelen yağışların artmasıyla, E/P oranı düşmüş

ve göl suları yükselmeye başlamıştır. Bu kısa süreli ve çok şiddetli olmayan nemli

dönemde TIC değerleri artışını sürdürürken, δ 13C, G.Ö. 3345 yılında karot derinliği

boyunca aldığı en düşük değerini (-8,21 ‰) almıştır. Bu durum nehir yoluyla göl

havzasına gelen 12C’ce zengin suların δ 13C değerlerini seyreltmesiyle ilgili olabilir.

G.Ö. 3345-2900 yılları arasında δ 18O değerlerinin tekrardan düşüşe geçmesi, bölgede

yeniden soğuk ve yağışlı iklimsel dönemin hakim olduğunu gösterir. Bu dönemde göl

suyu artan yağışlarla birlikte 16O’ca zenginleşmiştir. Bununla birlikte, evaporasyon

azalmış ve göl seviyesi bu dönemde yükselmiştir. δ 13C değerlerinde bu dönemde ani

bir zenginleşme olduğu gözlenmektedir. Bu artışla, δ 13C, bu zaman aralığının sonunda

en yüksek değerlerinden birini almıştır. Göl seviyesinin yüksek olduğu bu dönemde δ 13C’deki yüksek değerler, atmosferik CO2 ile izotopik olarak dengeli durumunundan

kaynaklanıyor olabilir. Aynı zamanda yüzey sularında artan birincil üretim sonucu

alglerin ortamdan 12C yi alması, yüzey sularında 13C zenginleşmesine neden olur

(Mischke, 2001). TIC ve TOC en yüksek değerlerini (38 %) 3245 senesinde alırken,

TIC son derece ani artma ve azalmalar gösterir. TOC, göl içerisindeki birincil üretimle

orantılıdır ve göldeki artan ötrofikasyon seviyesiyle artış gösterir (Schelske ve Hodell,

1991; Hodell ve diğ., 1998; Mullins 1998). En yüksek değerlerini aldıktan sonra, G.Ö.

2900 senesine doğru bu yüksek TIC ve TOC değerlerinde azalmalar sözkonusu olur.

TIC karot boyunca aldığı en düşük değerlerinden birisini (8,30 %) 2900 senesinde

almıştır.

G.Ö. 2900-2600 yılları arasında, δ 18O, TOC ve TIC değerlerindeki zenginleşme dikkati

çekmektedir. Bu dönemdeki iklimsel şartların bir önceki döneme nazaran daha sıcak

olduğu düşünülmektedir. Artan evaporasyon sonucu göl suyunun buharlaşması ve

68

tuzlulukta meydana gelen artış bu seviyede δ 18O değerlerinin zenginleşmesine neden

olmuştur. Hem CaCO3, hem de organik madde oluşması açısından göl suyu sıcaklığı

uygun şartlara sahiptir. δ 13C izotop değerlerinde görülen hafifleme, yüzey sularında artan

birincil üretim sonucu oluşan organik maddenin bir süre sonra dip sularında bozuşması

sonucu, ortamda 12C zenginleşmesi ve ostracod kavkıların bünyesine girmesinden

kaynaklanmaktadır.

G.Ö.2600-2400 yılları arasında δ 18O değerleri soğuk ve yağışlı bir döneme girilmesiyle

birlikte hafiflemeye başlamıştır. Aynı zamanda TIC ve TOC değerleride düşmektedir.

Yağışların artması sonucu göl seviyesinin yükselmiştir. δ 13C değerindeki zenginleşme

ise göl suyu seviyesinin artmasıyla konaklama süresi artan su, inorganik karbonun nehir

sularına oranla 13C’ce daha zengin olan atmosferik CO2 ile izotop alışverişine izin verir

(Mischke, 2001).

G.Ö. 2400-1955 yılları arasında δ 13C ile TIC, TOC arasındaki simetrik ilişki dikkati

çeker. δ 13C’deki azalmalar, gösterdiği hafif salınımlarla devam ederken aynı zamanda

TIC ve TOC gösterdikleri ufak salınımlarda dahi tam bir birliktelik içerisinde artmaya

devam ederler. δ 13C değerlerindeki hafifleme, artan birincil üretimle ortamdan alınan 12C’nin dip sularında bozuşması ve ostracod kavkıları tarafından kullanılmasından

kaynaklanıyor olabilir. δ 18O eğrisine bakacak olursak aynı zaman zarfı içerisinde hafifde

olsa önce bir artış arkasından gelen sakin bir dönemi yansıtmaktadır. δ 18O’in sahip

olduğu bu değerler sıcak ve ılıman özellikteki bir iklimsel sürecin izlerini yansıtmaktadır.

Bu dönem, göldeki E/P oranındaki değişimin çok az olduğu bir dönemdir ve bu dönemin

sonunda, bölgesel yağışların artmasıyla δ 18O değerleri hafiflemiştir.

G.Ö. 1955-1750 yılları arasında δ 18O, TIC ve TOC’de ani ve şiddetli bir azalma

meydana gelmiştir. δ 18O bu zaman aralığının bitimi olan G.Ö. 1750 yılında karot

boyunca sahip olduğu en düşük değerlerinden birini (2,97‰) alır. Soğuk ve yağışlı bu

iklimsel dönemde, gölde azalan evaporasyon ve artan yağışlar sonucu göl suyu

tuzluluğunun düşmesi, oksijen izotop değerlerinin ani bir şekilde azalmasına yol açmıştır.

Artan göl seviyesiyle birlikte, göl suyunun konaklama süreside düşmüştür. δ 13C’deki

zenginleşmenin atmosferle, sudaki toplam çözünmüş inorganik karbon arasında gelişen

izotop alışvarişinden kaynaklandığı düşünülmektedir (Mischke ve Wünnemann, 2006).

69

G.Ö. 1750-1600 yılları arasında çok kısa sürelide olsa tüm parametrelerde artış

birlikteliği görülmektedir. 150 senelik bu zaman zarfı içerisinde sıcaklıkların artmasıyla

birlikte evaporasyonun artması, göl seviyesinin alçalmasına ve δ 18O ve δ 13C izotop

değerlerininde zenginleşmesine neden olmuştur.

G.Ö. 1600-1350 zaman aralığı, hem δ 18O hem de δ 13C açısından oldukça salınımlı

artma ve azalmaların gözlendiği bir aralıktır. δ 18O değerlerindeki salınımlar kısa süreli

yağışlı ve kurak dönemlerin yaşandığını gösterir. Gölün E/P oranında, bu süre

içerisinde hızlı değişimler meydana gelir. δ 18O değerleri artma ve azalma

salınımlarıyla yukarıya doğru devam ederken G.Ö.1400 senesinde en düşük değerini

(2,75‰) almıştır. Yağışların en şiddetli olduğu bu seviyede göl suyunun konaklama

süresi azalmış ve δ 18O izotop değeri en düşük değerini bu süre içerisinde almıştır.

G.Ö. 1350-1300 seneleri arasında δ 18O ve δ 13C değerlerinin birlikte zenginleştikleri

görülür. G.Ö.1300 seviyesinde, δ 18O karot boyunca gösterdiği en yüksek ikinci değeri,

δ 13C ise karot boyunca sahip olduğu en yüksek değerini (-0,20‰) almıştır. Bu

durumda, evaporasyonun bu dönemde arttığını ve göl seviyesinin düştüğünü gösterir. δ 18O değerinin, G.Ö.1400 senesinde en düşük değerini aldıktan yaklaşık 100 sene kadar

sonra, G.Ö.1300 senesinde bu kadar yüksek bir değer alması, kısa süre içerisinde

iklimde çok ani gelişen bir ısınmayı yansıtmaktadır.

G.Ö.1300-1200 seneleri arasında δ 18O ve δ 13C değerlerinde yine ani bir fakirleşme

görülmektedir. Bu kısa süreli ancak keskin bir şekilde gelişen δ 18O değerindeki

hafifleme, şiddetli yağışların bir sonucu olarak karşımıza çıkmıştır. Nehir yoluyla göle

hafif izotopça zengin suların girmesi sonucu, G.Ö. 1100 senesinde her iki izotop

değerinin birlikte hafiflediği gözlenmektedir. Bu seviyede yine yağışlı bir dönemin

hüküm sürdüğü düşünülürken, TIC’de bu seviyede düşük değerlerdedir. G.Ö.1000

senesinde ise δ 18O ve δ 13C değerlerinin birlikte arttığı görülmektedir. Bu da bize yine bu

zaman zarfı içerisinde evaporasyonun arttığını ve göl seviyesinin düştüğünü gösterir.

G.Ö.1100 senesinden itibaren, G.Ö.950 ve G.Ö. 820 senelerindeki kısa süreli azalmalar

hariç tutulursa genel olarak 18O zenginleşmesinin olduğu bir sürece girilmiştir. Bu süreç δ 18O’in G.Ö.600 senesinde en yüksek değerini (5,22 ‰) aldığı seviyeye kadar süreklilik

gösterir. G.Ö. 1100-600 seneleri, δ 18O ve δ 13C değerlerinin bir artış birlikteliği

70

yakaladığı seviyeler olmasına rağmen, G.Ö. 820-741 yılları arasında başta δ 18O olmak

üzere tüm parametrelerde bir hafifleme sözkonusudur. TOC, bu seviyede karot boyunca

sahip olduğu en düşük değerindedir. Bu kısa zaman zarfı içerisinde yağışlı bir dönemin

varlığı sözkonusudur. δ 18O ve δ 13C değerleri, göle nehir yoluyla hafif izotoplarca

zengin olan suların gelmesiyle hafiflemiştir. G.Ö.600 senesinde δ 18O en yüksek değerini

aldığı sırada δ 13C’ünde ufakta olsa artış gösterdiği görülür. Bu seviyede TOC değerinin

artış göstermesi, TIC’deki dengeli durum, ortam koşullarının sıcak ve kurak olduğunu

gösterir. Göldeki yüksek buharlaşma ve düşük yağışlar, göl seviyesinin çekilmesine

neden olmuştur.

G.Ö.600 senesinden itibaren δ 18O ve δ 13C değerlerinde çok kısa zaman aralığında

hafifleme ve zenginleşmeler gelişmiştir. Genel olarak 400 senesine kadar ki trend

hafifleme eğilimi göstermektedir. Bu zamanlar arasında, yine nehir girdisinin olduğu

yağışlı bir dönemin varlığından söz edebiliriz ki bu da yine hem δ 18O hem de δ 13C

izotop değerlerinde görülen fakirleşmeden anlaşılabilir. G.Ö.400 senesinden itibaren, δ 18O değerleri ani bir fakirleşme göstermeye başlar. TIC ve TOC değerleri de bu

seviyeden sonra 18O fakirleşmesiyle uyumlu bir şekilde azalma göstermektedir. Tüm bu

veriler G.Ö. 400-100 seneleri arasında hüküm süren yağışlı bir iklimsel sürecin sonuçları

olmalıdır. Bu süre içerisinde δ 13C değerlerinde çok fazla bir değişim görülmemiştir. Bu

durum yine nehirlere oranla daha yüksek 13C değerlerine sahip olan atmosferik CO2 ile

gölsuyuna ait çözünmüş inorganik karbonun izotopik olarak dengede olduğunu yansıtıyor

olabilir. Bununla birlikte δ 13C değerlerinde son yıllarda görülen artışın sebebi, artan

antropojenik etkinin bir sonucu olmalıdır. Birincil üretimde günümüzde görülen bu

derece yüksek değerler, Hazar Gölü’nün trofik seviyenin geçtiğimiz yıllar süresince

değiştiğini göstermektedir (McFadden ve diğ., 2004).

71

72

Dünya üzerinde, son 4000 yıllık süreçte etkili olmuş bazı iklimsel süreçlerin, Hazar Gölü

çökellerinde bazı sonuçlarının olabileceği düşünülmektedir (Şekil 24). İleride bölgenin

daha ayrıntılı çalışılması halinde, özellikle δ 18O izotop değerlerinin davranışında,

glasiyal ve interglasiyal süreçlerden ya da lokal değişimlerden hangisinin daha etkili

olduğu kesinlik kazanabilir.

73

7. HAZAR GÖLÜ SEVİYE DEĞİŞİMLERİ

Dünyada birçok göl havzasında olduğu gibi, Türkiye’deki göllerde günümüzde olduğu

kadar Pleistosen’deki iklimsel periyotlardan etkilenmiş ve su seviyesinde belirli zaman

aralıklarında çekilme ve yükselmeler meydana gelmiştir. Bu göl seviyesinde meydana

gelen yükselme ve alçalma hareketleri ve oluştukları dönemler günümüzde çeşitli

yöntemler kullanılarak öğrenilebilmektedir. Hazar Gölü’nünde Pleistosen’de

günümüzdeki seviyesine göre 100 m daha yukarıda olduğu bilinmektedir (Akkan,

1972). Erinç (1953), Lahn (1948, 1951), İnandık (1965) ve Chaput (1976) gibi

araştırmacılar bu iddiayı, göl kenarında gördükleri farklı seviyelerdeki taraçalarla

doğrulamıştır. Gerçektende, Pleistosen’den günümüze kadarki süreçte, Hazar Gölü

kenarında iklimsel değişikliklerin yol açtığı seviye ve hacim oynamaları sonucu

oluşmuş farklı seviyelerdeki göl taraçalarına rastlanır. Bunlar ait oldukları zaman

aralığına göre üç gruba ayrılmışlardır (Tonbul ve Yiğit, 1995). Bu taraçalardan 1250,

1251, 1253, 1258 m yükseklikte bulunanların içlerinde bulunan yalı taşı oluşumları, üst

yüzeylerindeki kireç kabukları ve iyi tutturulmamış, gevşek yapı itibariyle Holosen

dönemine ait oldukları düşünülmektedir. 1270 ve 1280 m’lerdeki taraçalar Üst

Pleistosendeki Würm glasiyal dönemine ve en üstteki 1300, 1315, 1325, 1330 ve 1360

m taraçalarının ise Alt-Orta Pleistosen’deki Riss Buzullaşma dönemine ait olduğu

düşünülmektedir (Herece ve Akay, 1992). En üst seviyedeki taraçalar, DAF hattının

etkinlikleriyle, oluştukları seviyelerden daha yüksekte ve deformasyona uğramış bir

şekilde bulunurlar. Taraçalar içlerinde gözlemlenen yalıtaşı, kireç kabukları gibi

malzemelerle sıcak ve kurak iklim periyodlarını koyu renkli silt,ince ve kaba kum, ufak

çakıllarla gevşek yapılarıyla soğuk ve yağışlı dönemi yansıttığı düşünülmektedir

(Tonbul ve Yiğit,1995). Gölün güneybatısında konumlanmış olan 1315 ve 1325-1330

metrelerdeki taraça seviyeleri, Hazar Gölü kapalı bir havza iken ve günümüz iklimine

göre çok daha nemli iklimsel dönemde oluştukları düşünülmektedir (Erinç, 1953).

74

Hazar Gölünün bugünkü sahip olduğu seviyeden yaklaşık 60 m yükseğe çıkarak (1300

m’ler) depresyon tabanının doğu ve batı kesimlerinde en yüksek seviyesine

kavuşmuştur (Tonbul ve Yiğit, 1955). Bu yüksekliğe eriştikten sonra KB’sındaki

Kazgediği eşiğinden Uluova’ya, doğusundaki Çitli Ovasına taşmıştır. Eski taşkın

ovalarının yamaçlarında 1300 metrelere karşılık gelen seviyelerin bulunması bu

durumu kanıtlar niteliktedir. Üst Pleistosen sonlarına doğru Çitli ovasının dış drenaja

açılmasıyla da Hazar Gölünün bugünkü seviyesine yakın sınırlara çekilmiştir ( Tonbul

ve Yiğit, 1995).

Hazar Gölü’ndeki seviye oynamaları hakkında, bugüne kadar tutulan kayıtlar en fazla

11. yüzyıla kadarki süreç hakkında bilgi vermektedir. Gölün güney kıyısındaki Kilise

Adasının 11.yy dönemindeki varlığı ve ada üzerinde 50-60 haneli bir yerleşmenin

bulunması, İnciciyan (1804), Saint-Martin (1819) ve Ardıçoğlu gibi araştırmacıların

çalışmalarında konu edilmiştir. Böylesi bir yerleşmenin varlığıda ancak göl seviyesinin

bugünkü seviyesinden 20-30 m daha aşağıda olması halinde mümkündür. Bu ada

üzerindeki yerleşimin 19.yy başlarına kadar mevcudiyetini sürdürdüğü gerek Evliya

Çelebi (1640-1680), Polonyalı Simeon (1608-1619) gibi gezginlerin

seyahatnamelerinden, gereksede Otter (1748), İnciciyan (1804) ve Dupre (1819) gibi

araştırmacıların çalışmalarıyla da doğrulanmaktadır (Tonbul ve Yiğit, 1995). Gölün

19.yy başlamasıyla birlikte 1220 m’lerde olan seviyesi, 1795 yılında yükselmeye

başladığı Osmanlı Devleti yönetimi sırasında tutulan 218 numaralı Şer’iyye Sicili

kayıtlarından da anlaşılmaktadır. Göl seviyesinin yaklaşık G.Ö. 215 yıl önce başlayan

bu yükselme, 1830 yılında yöre halkına olumsuz şartlar oluşturacak boyutlara gelmiştir

(Tonbul ve Yiğit, 1995). Kilise Adası sakinleride köylerinin bu olumsuz koşulların

devam etmesi sonucu terk etmişlerdir (Hommaire de Hell, 1848).

Doğu Anadolu göllerinde gelişen seviye değişikleriyle ilgili yapılan incelemelerde ise,

gölün seviyesinin 1840 senesinden sonra yükseldiği kesinlik kazanmıştır. Hatta 1840-

1850 senesindeki seviye yükselmelerine iklimsel değişikliklerin yolaçtığı öne

sürülmüştür (Sieger, 1888).

Hazar Gölü’nde dünden bugüne gelişen seviye değişikliklerinin yukarıda özetlediğimiz

şekilde karşımıza çıkması çok farklı nedenlere bağlanmaktadır (Şekil 25). Bunlar genel

75

olarak, Pleistosen dönemindeki glasiyal ve interglasiyal süreçler ile Holosen boyunca

gelişen ısınma ve soğuma dönemlerini de içine alacak şekilde gelişen iklimsel

değişimlerin yolaçtığı seviye oynamaları, Hazar Gölü’nün altından geçmekte olan ve

bugün hala aktif olan DAF hattı hareketlerinin neden olduğu seviye değişiklikleri ve

son 50 yıllık süreçte göl sularından faydalanmak üzere açılan HES I-II santralleri ile,

insan etkisinin de gündeme getirdiği seviye oynamaları olup, gölün doğal dengesinde

ve ekosisteminde kötü sonuçlar oluşturabilecek bir kuraklığın gelecekte oluşabileceğini

göstermektedir.

2006

19981988

1978

19681958

1215

1220

1225

1230

1235

1240

1245

1250

1255

1800 1850 1900 1950 2000

19.yy Seviye Değişimleri Günümüz Seviye Değişimleri DeğerleriYILLAR Kayıt yok

Şekil 25 Hazar Gölü’ndeki seviye değişimleri (Tonbul ve Yiğit, 1995; Çoban, 2007)

Hazar Gölü tektonik oluşumlu bir çek-ayır havzası olduğundan, tarihsel çağlar boyunca

zaman zaman büyük depremlere maruz kalmıştır. Bu depremlerden, 995, 1789, 1866,

1874, 1875 senelerinde olanların büyüklüğü 6.7-7.8 (Ms) arasında değişir ve bölgede

ciddi hasarlara yol açmışlardır (Çetin ve diğ., 2003). Sivrice-Palu arasında meydana

gelen 7.1 (Ms) büyüklüğündeki 1874 depremi, Hazar Gölü’nün güney ve

güneydoğusunun 2 m yükselmesine yol açarak, gölün Dicle’ye akan kanalının

yükselerek gölsuyunun boşalmasına izin vermemiştir. Toplamda 4 m’lik bu

yükselmeler, Dicle’yle bağlantısı kesilen gölün sularının yükselmesine yol açmıştır.

76

Büyüklüğü 6.8 (Ms) olan 1875 depremide yine aynı şekilde göl sularını 2m yükselmesi

sonucu çevre ilçeleri su basmıştır (Çetin ve diğ., 2003).

1874-1875 depremlerinin, göl sularının Dicle’ye akışını engellemesi sonucu gelişen su

seviyesi değişiminin kesin miktarı bilinmemekle birlikte, göl sularının bu depremlerden

sonra su seviyesinin aşırı yükselmesi sonucu göl içerisindeki Kilise Adası’nın sular

altında kaldığı ve yöre halkının bu tarihten itibaren köylerini terkettiği çeşitli

araştırmacılar tarafından iddia edilmiştir. Halbuki, baştada belirttiğimiz gibi su seviyesi

yükselmeleri ve köylerin terkedilmeye başlanması, bu depremlerden çok daha öncesine

dayandığı kayıtlarla da teyit edilmiştir.

G.Ö.125 ve G.Ö.126 senelerine denk düşen bu depremlerin meydana geldiği esnada göl

suları zaten yükselmekteydi. Bu durum δ 18O izotop gradyantının bu seneler arasında

gösterdiği negatif yöndeki ilerleyişiyle de kesinlik kazanmıştır (Şekil 24). Hafif izotop

zenginleşmesinin olduğu bu dönem yağışlı bir döneme denk gelmektedir.

77

8. SONUÇLAR VE TARTIŞMA

Çalışmamızda, Hazar Gölü’nün 72 m derinliğinden alınan HZPC-1 ve HZWS-1 sediment

karotlarında sedimentolojik, jeokimyasal ve paleontolojik analizler yapılarak, havzanın

son 4000 yıllık süreç içerisindeki paleo ortam koşulları incelenmiştir. Ayrıca ilk kez,

ostracod kavkılarında yapılan δ 18O ve δ 13C duraylı izotop analizleri ile göl seviyesi

değişimleri, paleo sıcaklık ve paleo iklimsel koşullar yorumlanmaya çalışılmıştır.

HZPC-1 ve HZWS-1 karotlarında yapılan XRF analizi sonucunda, çökellerin 4000 yıllık

jeolojik zaman içerisinde gösterdikleri davranışlar ortaya konmuştur. Bu süreç içerisinde

her iki karotta, Fe, Ti, K, S, Si gibi silisiklastik elementlerin artışı, yağışlı ve nispeten

daha düşük su sıcaklıklarını, Ca ve Sr elementlerinin artışı ise kurak ya da nispeten daha

ılıman, koşulların varlığını yansıtmaktadır. Bu iki element grubu arasındaki artış ve

azalma ilişkisi de son derece uyumludur. Her iki karotta da Fe, Ti gibi elementler,

litolojiyle de uyumlu bir şekilde koyu renkli lamina birimleri içerisinde artış gösterirken,

Sr, Ca elementleri açık renkteki litolojilerde göze çarpar. Bölgede gelişen lokal iklimsel

olaylar sonucu, gölün E/P dengesinde meydana gelen değişimleri elementlerin

gösterdikleri salınımlarda izlemek mümkün olmuştur. Gerçekten de, her iki karotta

saptanan bazı seviyeler, hem bölgesel ölçekteki değişimlerden hem de global ölçekteki

iklimsel anomalilerden etkilenmiştir.

δ 18O ve δ 13C izotop sonuçları, TOC/TIC sonuçlarıyla korele edildiğinde, birçok

seviyede gösterdikleri davranışların benzerliği dikkat çekicidir. δ 13C izotop değerlerinin

4000 yıllık süreç içerisinde giderek artış göstermesi gölün trofik seviyesinin günümüze

kadarki değişimini yansıtmıştır. Bu değerler gölün ötrifikasyon derecesinin giderek

arttığını gösterir. Global ölçekteki iklimsel olaylarla, Hazar Gölü’ne ait izotop sonuçları

karşılaştırıldığında ise bazı senelerdeki lokal değişimler gözönüne alınmazsa, genel

olarak uyumlu bir ilişkiye sahiptirler. Bu sonuçta bize, bugün olduğu gibi geçmişte de

ülkemiz göllerinin buzul ve buzularası süreçlerden etkilendiğini gösterir.

78

HZPC-1 karotunda, özellikle G. Ö. 1800 senesi öncesinde ve sonrasında manyetik

geçirgenlik değerlerinin çok önemli bir değişim gösterdiği görülmektedir. G. Ö. 1800

yılından günümüze kadarki süreç içerisinde daha düşük değerlerde seyreden manyetik

geçirgenlik değerleri, G. Ö. 1800 ile G. Ö. 4000 yılları arasında daha yüksek bir değer

aralığını yansıtmaktadır. Bu önemli değişimin altında yatan nedenler arasında iklimin

yanısıra, antropojenik etkiden de bahsetmek mümkündür. G. Ö. 1800 yılı ve öncesinde,

Hazar Gölü ve yakın çevresinde yaşayan toplulukların, geçimlerini sağlamak amacıyla

uğraştıkları tarımcılık, hayvancılık ve madencilik çalışmalarının, göle kolay manyetize

olabilen elementler içeren (Fe, Ti v.b.) malzemelerin girişini hızlandırmış olabilir.

Hazar Gölü’ne ait ostracod faunasının değerlendirilmesiyle, özellikle bu göl için endemik

oldukları düşünülen iki tür olan, Fabaeformiscandona anatolia n.sp., ve

Fabaeformiscandona turcica n.sp., G. Ö. 3350 yılından günümüze kadarki süreç

içerisinde hemen hemen hiç rastlanmamıştır. Bu iki türün, G. Ö. 3350 yılından itibaren

karotlarda görülmemesinin sebebi, gölün fiziksel ve kimyasal şartlarında gelişen

değişimlerden (sıcaklık, tuzluluk, ışık geçirgenliği v.b.) etkilenmiş olabilecekleridir.

Ekolojik olarak daha çok bataklık tarzındaki geçici su alanlarını tercih eden bu familya

grubunun bu ani yokoluşu, G. Ö. 3350 senesi ve sonrasında, göl seviyesindeki artışla

bağlantılı olabilir.

Hazar Gölü çökellerinden elde edilen tüm analiz sonuçlarının birlikte değerlendirilmesi

sonucu, bu glasiyal ve interglasiyal süreçlerden bazıları öne çıkmaktadır. Alttan üste

doğru, G.Ö.3050-2900, G.Ö.820-740 ve G.Ö. 600-100 seneleri arasında δ 18O, TOC, TIC

değerlerindeki düşüş, XRF grafiklerinde, Fe, Ti, K, Si gibi silisiklastik elementlerde

görülen artış pikleri ve MSCL sonuçlarındaki yüksek manyetik geçirgenlik değerleri

yağışlı ve nispeten serin olan iklimsel şartları işaret etmektedir. Bu dönemlerde dünya

üzerinde sırasıyla Geç Tunç Çağı-Erken Demir Çağı geçişi (G.Ö. 3200-2900), Ortaçağ

Sıcak Periyodu (G.Ö. 1200-600) içerisindeki kısa süreli soğuk dönem ve Küçük Buzul

Çağı (G.Ö. 720-150) gibi yağışın bol olduğu ve serin dönemler hüküm sürmekteydi.

Hazar Gölü’nde rastlanan bu üç seviyedeki değişimlerin, bu glasiyal dönemlerin bir

sonucu olarak karşımıza çıktığı düşünülmektedir.

79

KAYNAKLAR

Ambraseys, N.N., 1989. Temporary seismic quiescence: SE Turkey. Geophysical Journal 96, 311–331. Ambraseys, N.N., Jackson, J.A., 1998. Faulting associated with historical and recent earthquakes in the Eastern Mediterranean region. Geophysical Journal International 133, 390–406. Akbay, N., 1996. Hazar Gölü (Elazığ) Limnolojisi , D.S.İ. Genel Müdürlüğü Akkan, E., 1972. Elazığ ve Keban Barajı Çevresinde Coğrafya Araştırmaları, A.Ü:DTCF Coğr. Arşt. Derg. Sayı: 5-6, syf. 175-214, Ankara. Aksoy, E., İnceöz, M., Koçyiğit, A., 2007, Lake Hazar Basin: a negative flower structure on the East Anatolian Fault System (EAFS), SE Turkiye. Journal of Turkish Earth Science. Akşıray, F. 1971. Hazar Gölü’nün Değişik Şartları Hakkında Bilgiler, Tübitak III.Bilim Kongresi. Altınlı İ E., 1966 Geology of the Eastern and Southeastern Anatolia (Part II) no 66 p. 35-75. Andreasyan, H.D., 1964. Polonyalı Simeon’un Seyahatnâmesi (1608-1619), İ. Ü. Edb.Fak.yay.No:1073, syf.97. İstanbul. Ardıçoğlu, N., 1964. Harput Tarihi, s. 49-50, İstanbul Arpat E.,1971 22 Mayıs 1971 Bingöl depremi; Ölü Deniz fay sisteminin Karhova ilçesi ile Hazar Gölü arasındaki bölümü (ön rapor): M.T.A. Rep. (unpublished), Ankara. Arpat, E., Şaroğlu, F., 1972. Dogu Anadolu fayı ile ilgili bazı gözlem ve düşünceler (Some observations and thoughts on the East Anatolian fault). Bulletin of the Mineral Research and Exploratory Institute of Turkey 73, 44– 50. Ateş , R., Bayülke, N., 1977. 26 Mart 1977 Palu (Elazıg) depremi [The March 26, 1977 Palu (Elazig) earthquake]. İmar ve İskan Bakanlıgı, Deprem Aras tırma Enstitüsü (unpublished report). Baltanás A., Namitko, T. and Danielopol, D.L. 2000. Biogeography and disparity within the genus Cryptocandona (Crustacea, Ostracoda). Vie et Milieu 50: 297-310. Berner, R., 1980. Early Diagenesis-A Theoretical Approach. Princeton Series in Geochemistry, New Jersey: Princeton University Press, N.J., 241 pp., Princeton. Bhatia, S.B., Singh, D., 1971. Ecology and distribution of some recent ostracodes of the Vale of Kashmir, India. Micropalaeontology 17, pp. 214–220. Bingöl, A.F., 1984, Geology of the Elazığ area in the Eastern Taurus region: O. Takeli ve M.C. Göncüoğlu, ed., Geology of the Taurus Belt, 209-217, Ankara. Biricik, A.S.1993, Hazar (Gölcük) Depresyonu (Elazıg); Türk Coğr. Derg. Sayı 28, İstanbul. Biricik, A.S.,1994, Gölbaşı depresyonu. Türk Cografya Dergisi, 29, 53-81.

80

Cheshire, H., Thurow, J., Nederbragt A.J., 2005. Late Quaternary climate change record from two long sediment cores from Guaymas Basin, Gulf of California. Journal of Quaternary Science Volume 20, Issue 5 , Pages 457 – 469. Chivas, A.R., De Deckker, P., Shelley, J.M.G., 1986. Magnesium content of non-marine ostracods: a new palaeosalinometer and palaeothermometer. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 54: 43-61 Chaput, E., 1976, Türkiye’de Jeolojik ve Jeomorfojenik Tetkik Seyahatları, (Çev: A. Tanoğlu), İstanbul Üniversitesi Yayını No:324, Edebiyat Fakültesi Coğrafya Enstitüsü Neşriyatı No:11, İstanbul. Chivas A. R., De Deckker P., Cali J. A., Chapman A., Kiss E. and Shelley J. M. G. 1993. Coupled stable isotope and trace element measurements of lacustrine carbonates as paleoclimatic indicators. In, Swart P. K., Lohmann K. C., McKenzie J., and Savin S. (eds.), Climate change in continental isotopic records. American Geophysical Union Geophysical Monograph, 78, 113-121. Cici, M., 1995, Hazar Gölü Su Kalitesi, I.Hazar Gölü ve Çevresi Sempozyumu Bildiriler, Sivrice Kaymakamlığı Yayınları, Yayın No:2, 23-26, Sivrice. Curtis J. H. and Hodell D. A. 1993. An isotopic and trace element study of ostracods from Lake Miragoane, Haiti: 10, 500 year record of paeosalinity and paleotemperature changes in the Caribbean . In, Swart P. K., Lohmann K. C., McKenzie J., and Savin S. (eds. ), Climate change in the continental isotopic records. American Geophysical Union Geophysical Monograph, 78, 113-121. Çetin H., Güneyli H.,Mayer L., 2003 Paleoseismology of the Palu-Lake Hazar segment of the East Anatolian Fault Zone, Turkey Tectonophysics, v. 374, iss. 3-4, p. 163-197. Çetin H., Güneyli H.,Mayer L., 2003 Paleoseismology of the Palu-Lake Hazar segment of the East Anatolian Fault Zone, Turkey Tectonophysics, v. 374, iss. 3-4, p. 163-197. Çetindağ , B., 1985. Palu– Kovacılar (Elazığ) dolayının hidrojeoloji incelemesi (Hydrogeological investigation of Palu– Kovancılar (Elazığ) area). MSc Thesis (unpublished). Fırat University, Elazığ, p. 117. Çoban F., 2007, Hazar Gölü Su Kalitesinin Araştırılması, Y. L. Tezi, Fırat Üniversitesi, Fen Bilimleri Enstitüsü. Çukurçayır, F. ve Arabacı, H., 2000. Elazığ İklimi (Climate of Elazığ), DMİ yayınları Damcı, E. 2008. Hazar Gölü sığ sismik hat verileri, EMCOL raporu, İstanbul Teknik Üniversitesi, İstanbul (yayınlanmamış). Danielopol, D.L., Handl, M., Yin, Y., 1993. Benthic ostracods in the prealpine deep lake Mondsee: notes on the origin and distribution. In: McKenzie, K.G., Jones, P.J. (eds.), 1993: Ostracoda in the Earth and Life Sciences. Proceedings of the 11th International Symposium on Ostracoda, Warrnambool, Victoria, Australia. A.A. Balkema, Rotterdam, pp. 465–480 Dewey, J.F., Hempton, M.R., Kidd, W.S.F., Şaroğlu, F., Şengör, A.M.C., 1986. Shortening of continental lithosphere: the neotectonics of Eastern Anatolia—a young collision zone. In: Coward. Diebel, K., Pietrzeniuk, E., 1975. Mittel- und jungpleistozäne Ostracodenfaunen des Raums Potsdam—Brandenburg—Rathenow in stratigraphischer und ökologischer Sicht. Zeitschrift für geologische Wissenschaften 3, 1197–1233.

81

DSİ, 1960. Elazığ Uluova, Hazar Gölü’ne Ait Sulama Suyu Tahlil Raporu, Toprak ve Gübre Araştırma Enstitüsü, 6 - 603 . DSİ,1970, Uluova ve Elazığ Ovaları Hidrojeolojik Etüd Raporu. Dunne, L.A., Hempton, M.R., 1984. Strike-slip basin sedimentation at Lake Hazar (Eastern Taurus Mountains). In: Tekeli, O., Goncuoglu, M.C. (Eds.), Geology of the Taurus Belt.Mineral Research and Exploratory Institute of Turkey, Ankara, pp. 229– 235. Dunne L. A. ; Hempton M. R., 1984, Deltaic sedimentation in the Lake Hazar pull-apart basin, south-eastern Turkey Sedimentology (Sedimentology) ISSN 0037-0746 , vol. 31, no3, pp. 401-412 (2 p.) Duprė A., 1819 Voyage en Perse, fait dans les années 1807, 1808 et 1809 en traversant l'Anatolie et Mésopotamie. cilt 1, s.57. Paris. Duran, C., Günek, H., 2005. Hazar Gölü Havzası Arazi Kullanımındaki Değişikliklerin Belirlenmesi (1956-2004) F.Ü. Sosyal Bilimler Enstitüsü Dergisi, Elazığ. Ercan, A., 1979. Dogu Anadolu Fayı üzerinde küçük deprem çalışmaları (A microearthquake study on the East Anatolian Fault). Yeryuvarı ve İnsan 4 (1), 21–30. Erman O., Tellioğlu A., Orhan O., Çitil C., Özkan M., 2006 Water Mites (Hydrachnidia: Acari) Fauna of Hazar Lake and Behremaz Stream (Elazıg) and their Seasonal Distribution Science and Eng. J of Fırat Univ. 18 (1), 1-10, Ergin K., Güçlü U., Uz Z., 1967 A catalog of earthquakes for Turkey and surrounding area (11 A.D. to 1964 A.D.) Tech. Univ. İstanbul, Faculty of Mm. Eng., Istanbul. Erinç S.,1953, Doğu Anadolu Coğrafyası, İ.Ü.Coğr.Enst.Yay.,No:15, İstanbul Erol,O., Akkan,E., Elibüyük,M., Doğu,A.E., 1987. Aşağı Fırat Bölgesi’nde Bugünkü ve Kuvaterner’deki Doğal Çevre Koşulları, Aşağı Fırat Projesi 1978-1979 Çalışmaları,s.1-13,ODTÜ,A.F.P.Yay.seri:I, No:3, Ankara. Evliya Çelebi Seyahatnâmesi, 1314, cilt. 3, s.218. Forester, R. M., 1986. Determination of the dissolved anion composition of ancient lakes from fossil ostracodes. Geology 14, 796-798. Forester, R. M., 1987. Late Quaternary paleoclimate records from Lacustrine ostracodes. In, Ruddiman, W.F. and Wright, H. E. (eds.), North America and adjacent oceans during the last deglaciation. Geological Society of America, Geology of North America, K-3, 261-276. Fritz, P., Drimmie, R.J. and Render, F.W., 1974. Stable isotope content of a major prairie aquifer in Central Manitoba, Canada. In: Isotope Techniques in Groundwater Hydrology, Vol. I. IAEA, Vienna, pp. 379-398. Fritz, P., Cherry, J.A., Weyer, K.U., and Sklash, M.G., 1975. Runoff analyses using environmental isotopes and major ions. IN Proceedings of a Symposium on the Interpretation of Environmental Isotope and Hydrochemical and Data in Groundwater Hydrology, Vienna, Austria, 1975. International Atomic Energy Agency Griffiths, H. I., Holmes, J.A., 2000. Non-marine ostracods and Quaternary palaeoenvironments. Technical Guide 8, Quaternary Research Association, London. 188pp. Günek, H., Yiğit, A., 1995. Hazar Gölü Havzasının Hidrografik Özellikleri, 1. Hazar Gölü ve Çevresi Sempozyumu, Sayıfa: 91-103, Elazığ

82

Gürocak Z., 1993. Sivrice (Elazığ) çevresinin jeolojisi. Y.L. Tezi, F.Ü. Fen Bilimleri Enst, Elazığ. Hartmann, G., Hiller, D., 1977. Beitrag zur Kenntnis der ostracoden fauna des Harzes und seines nördlichen Vorlandes (unter besonderer Berücksichtigung der Männches von Candona candida). 125 Jahre Naturwissenschaftlicher Verein Goslar, pp. 99-116 Hass, H.C. and Kaminski, M.A., 1997. Micropaleontology and Paleoceanology of the North Atlantic.-Grzybowsky Foundation Special Publication,5,199-216. Hempton, M.R., 1980. Structure and morphology of the East Anatolian Transform Fault Zone near Lake Hazar. Geological Society of America Annual Meeting, Abstracts with Programs 12, 445. Hempton, M.R., Dewey, J.F., 1981. Structure and tectonics of the Lake Hazar pull-apart basin, SE Turkey. Transactions, American Geophysical Union, EOS 62, 1033. Hempton, M.R., Dewey, J.F., 1983. Earthquake-induced deformational structures in young lacustrine sediments, East Anatolian fault, southeast Turkey. Tectonophysics 98, T7– T14. Hempton, M.R., Dunne, L.A., 1984. Sedimentation in pull-apart basins: active examples in Eastern Turkey. Journal of Geology 92, 513–530. Hempton, M.R., Dewey, J.F., Saroglu, F., 1981. The East Anatolian transform fault: along strike variations in geometry and behavior. Transactions, American Geophysical Union, EOS 62, 393. Hempton, M.R., Dunne, L.A., Dewey, J.F., 1983. Sedimentation in an active strike-slip basin, southeastern Turkey. Journal of Geology 91, 401– 412. Hempton, M.R., 1985 Structure and Deformation History of the Bitlis Suture Zone near Lake Hazar south-eastern Turkey Geol. Soc. Ame. Bull., 96, 233-243 Hempton, M.R., Savcı, G., 1982 Elazığ volkanik karmaşığının petrolojik ve yapısal özellikleri TJK Bülteni, C. 25, 143 - 150 Hempton, M.R., 1984 Results of detailed mapping near Lake Hazar (Eastern Taurus Mountains), Geology of Taurus Belts, 229-235 Herece, E., Akay, E., 1992, Karlıova-Çelikhan arasında Doğu Anadolu Fayı, Türkiye 9. Petrol Kongresi Bildirileri, 361-372. Hiller, D.,1972. Untersuchungen zur Biologie und zur Ökologie limnischer Ostracoden aus der Umgebung von Hamburg. Archiv für Hydrobiologie 40, 4, pp. 400-497. Hodell, D. A., J.H. Curtis, G.A. Jones, A. Higuera-Gundy, M. Brenner, M.W. Binford, and K.T. Dorsey, 1991. Reconstruction of Caribbean climate change over the past 10,500 years, Nature, 352, 790-793. Hodell, D.A., J.H. Curtis, and M. Brenner, 1995. Possible role of climate in the collapse of Classic Maya civilization, Nature, 375, 391-394. Hollander, D.J., Mckenzie, J.A., Kenneth,J.H., (1993): Carbon isotope evidence for unusual plankton blooms and fluctuation of surface waterC O2 in “Strangelove Ocean” after terminal Cretaceous event. Palaegeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology., 104, 229-237. Hollander, D.J., McKenzie, J.A., 1991. CO2 control on carbon isotope fractionation during aqueous photosynthesis: a paleo-pC02 barometer. Geology 19:929-932. Hommaire de Hell., X.1854 Voyage en Turquie et en Perse, exécute en 1846, 1847 et 1848. cilt I. s.433, Paris. Huntington, E., 1924 Civilization and Climate, Yale University Press, New Haven.

83

Ito, E., 2001. Application of stable isotope techniques to inorganic and biogenic carbonates. W.M. Last & J.P. Smol (eds.) Tracking Environmental Change Using Lake Sediments. Volume 2. Physical and Geochemical Methods. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht. The Netherlands. pp. 351-371. İnandık H., 1965 Türkiye Gölleri. İ.Ü.Yay. No:1155, Coğr. Enst. Yay. No: 44. İnciciyan, L., 1804- Coğrafya (ermenice ) cilt 1, s. 240, Viyana. İnceöz, M., İnce, S.C., 1998. Doğu Anadolu fay zonunun (DAFZ) Palu çevresinde yapısal ve morfotektonik özellikleri (Structural and morphotectonic features of the East Anatolian Fault Zone (EAFZ) around Palu). Proceedings of the 2nd Meeting of Active Tectonics Research Group. İstanbul Technical University, Istanbul, Turkey, pp. 98–110. İnandık H., 1965 Türkiye Gölleri. İ.Ü.Yay. No:1155, Coğr. Enst. Yay. No: 44. Jackson, P., Lovell, M., 2003. Electrical resistivity of marine sediments-core measurements. New Ways of Looking At Sediment Cores and Core Data Programme and Abstracts. An International Conference and Wokshop. Southampton, United Kingdom. pp. 16-17. Jahn, B., Donner, B., Müller, P. J., Röhl, U., Schneider, R., Wefer, G., 2003, Pleistocene variations in dust input and marine productivity in the northern Benguela Current: Evidence of evolution of global glacial-interglacial cycles, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 193(3-4), 515-533. Jüngwirth, M., 1979. Limnocythere inopinata (Baird) (Cytheridae, Ostracoda): its distribution pattern and relation to the superficial sediments of Neusiedlersee. In, Löffler, H., (eds.), Neusiedlersee: the limnology of a shallow lake in Central Europe (Monographiae Biologicae No. 37). The Hague, Dr. W. Junk, pp. 385-388. Kaya A., 1993. Gezin-Maden (Elazığ) çevresinde jeolojik araştırmalar. Y.L. Tezi, F.Ü. Fen Bilimleri Enst, Elazığ. Kaufmann, A., 1900. Cyprididen und Darwinuliden der Schweiz. Revue Suisse de Zoologie 8, pp.209-423. Keith, M.L., Weber, J.N., 1963. Carbon-Isotope Composition and the Origin of Calcareous Coal Balls Science: 1080 DOI: 10.1126/ Science.140.3571. pp. 1080 Kelts, K., Talbot, M.R., 1990. Lacustrine carbonates as geochemical archives of environmental change and biotic-abiotic interactions. In: M.M.Tilzer and C.Serruya (Eds.), Large Lakes: Ecological Structure and Function, Springer-Verlag, p.288-315 Kerey, İ.E., Türkmen, İ., 1991. Sedimentological aspects of Palu Formation (Pliocene–Quaternary), the east of Elazığ , Turkey. Geological Bulletin of Turkey 34, 21– 26. Koçer, M.A.T., 2001 “Hazar Gölü’ne Boşalan Akarsuların Göle Taşıdığı Organik Madde, Bitki Besin Elementleri ve Katı Madde Miktarlarının Araştırılması”. Yüksek Lisans Tezi.Fırat Üniversitesi, Fen Bilimleri Enstütüsü, Su Ürünleri Temel Bilimler Anabilim Dalı. Kunç, Ş. Çukur, A. Akkılıç, M.E., 1987 The Chemical Analysis of potable waters in Elazığ. The Journal of Fırat University, 2 (2) : 25-31 Lahn E., 1948 Bazı Türkiye Göllerinin Jeolojisi ve Jeomorfolojisi Hakkında bir etüt MTA Yay., B 12 Ankara Lind, O.T., 1979. Handbook of Common Methods in Limnology. The C.V. Mosby Company, London. 199pp.

84

Lister, G. S., 1988. Stable isotopes from lacustrine ostracoda as tracers for continental palaeoenvironments. In: De Deckker, P., Colin, J.-P., Peypoouquet, J.-P. (Eds.), Ostracoda in the Earth Sciences. Elsevier, Amsterdam, pp. 201-218. Lyberis, N.T., Yurur, T., Chorowicz, J., Kasapoglu, E., Gundogdu, N., 1992. The East Anatolian fault: an oblique collisional belt. Tectonophysics 204, 1 –15. Mann, P., Hempton, M.R., Bradley, D.C., Burke, K., 1983. Development of pull-apart basins. Journal of Geology 91, 529– 554. McCorkle, D.C., Heggie, D.T. e Veeh, H.H., 1998. Glacial and Holocene stable isotope distributions in the southeastern Indian Oceanography and Paleoceanography, 13(1), 20-34. McFadden, B.J., Higgins, P., 2004. Ancient ecology of 15-million-year-old browsing mammals within C3 plant communities from Panama. Oecologia.140 pp. 169–182 McKenzie, J.A., 1982. Carbon 13 cycle in Lake Greifen: A model for restricted ocean basins, In S. 0. Schlanger and M. B. Cita (eds.), Nature and origin of cretaceous carbon-rich facies.Academic. p. 197-207. McKenzie, J.A., 1985. Carbon isotopes and productivity in the lacustrine and marine environment. In W. Stumm (ed.), Chemical processes inlakes. Wiley-Interscience. Mınder, L., 1922. Ueber biogene p. 99-118. McKenzie, D.P., 1976. The East Anatolian fault: a major structure in eastern Turkey. Earth and Planetary Science Letters 29, 189–193. Meisch C., 2000. Freshwater Ostracoda of Western and Central Europe.- In J. Schwoerbel and P. Zwick, editors: Suesswasserfauna von Mitteleuropa 8/3. Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg, Berlin. 522 pp. Mischke, S., Schudack, M.E., 2001. Sub-Recent Ostracoda from Bosten Lake, NW China. Journal of Micropalaeontology 20, pp.12. Mischke, S., Wünnemann, B., 2006. The Holocene salinity history of Bosten Lake (Xinjiang, China) inferred from ostracod species assemblages and shell chemistry: Possible palaeoclimatic implications. Quaternary International, Volumes 154-155, pp.100-112. Moreno D.G., Hubert-Ferrari A., Moernaut J., Van D.M., Damcı E., Batist M., 2008. The Hazar pull-apart along the east Anatolian fault: Structure and active deformation. Geoph. Res. Abstracts, 10, 01808. Muehlberger, W.B., Gordon, M.B., 1987. Observations on the complexity of the East Anatolian fault, Turkey. Journal of Structural Geology 9 (7), 899– 903. Mullins, H.T., 1998. Environmental change controls of lacustrine carbonate, Cayug Lake, New York. Geology 26. pp.443-446. Müller, G.W.,1900. Deutsclands Sübrwasser Osracoden, Zoologica,Stuttgart. pp.12-30 Nüchterlein, H., 1969. Süsswasserostracoden aus Franken. Ein Beitrag zur Systematik und Ökologie der Ostracoda. Internationale Revue der gesamten Hydrobiologie, 54, pp. 223–287. Otter, M., 1748. Voyage en Turquie et en Perse. (2 cilt) Paris. Özkan Ç., 2006 Hazar Lake Sunken City Frankfurter elektronische Rundschau zur Altertumskunde 2 S. 31-35

85

Özmen H., Külahcı F., Çukurovalı A., Doğru M. 2004 Concentrations of heavy metal and radioactivity in surface water and sediment of Hazar Lake (Elazığ, Turkey) Chemosphere 55 401-408 Palacios-Fest M. R., Cohen A. S., Ruiz J. And Blank, B., 1993. Comparative paleoclimatic interpretations from nonmarine ostracodes using faunal assemblages, trace elements shell chemistry and stable isotope data. In: P. K. Swart, K. C. Lohmann J. A. McKenzie and S. Savin (Eds.) Climatic change in Continental Isotopic Records. American Geophysical Union Geophysical Monograph, 78, pp. 179-190. Perinçek D., ve Çelikdemir, M.E., 1979, Palu-Karabegan-Elazığ-Sivrice-Malatya alanının jeolojisi ve petrol imkânları: TPAO Raporu, 1361 (yayımlanmamış). Perinçek, D., Günay, Y. ve Kozlu, H.,1987, Doğu ve Güneydoğu Anadolu Bölgesi’ndeki yanal atımlı faylar ile ilgili yeni gözlemler. Türkiye 7. Petrol Kongresi, Bildiriler. Perry, C. A., Hsu, K.J, 2000. Geophysical, archaeological and historical evidence support a solar-output model for climate change. PNAS 97, 23,12437. Pınar N., Lahn E., 1952 Türkiye depremleri izahlı kataloğu. Bayındırlık Bak. Yapı ve İmar İşleri Reisliği Yayınl., seri 6, sayı 36. Ritter C., 1843 Die Erdkunde von Asien cilt 10, s.104-107, Berlin. Rothwell, R.G., Rack, F.R., 2006. New techniques in sediment core analysis. in: Rothwell, R.G. (Ed.). Geological Society Special Publication, 267. Geological Society: London, UK. ISBN 1-86239-210-2. 266 pp Röhl, U., Abrams, L.J., 2000. high-resolution, downhole and non-destructive core measurements from Sites 999 and 1001 in the Caribbean Sea: application to the Late Paleocene Thermal Maximum. Proc. ODP Sci. Results 165, 191-203. Sağıroğlu, A. & Çetindağ, B., 1995. “Hazar Gölü’nün Kürk ve Mogal Derelerinden Kaynaklanan Şiltlenmesi.” I. Hazar Gölü ve Çevresi Sempozyumu Bildiriler Kitabı,Sivrice Kaymakamlığı Yayınları Yayın No:2, s,33-41. Saint, Martin, J., 1819. Mėmoire Historique et Gėographique sur l’ Armėnie: cilt 1. s. 64, 196, 442, Paris. Saraçoğlu, H., 1956. Doğu Anadolu, Türkiye Coğrafyası Üzerine Etütler. Cilt 1. Maarif Basımevi. İstanbul Sars, G.O., 1887. Nye Bidrag til Kundskaben om Middelhavets Invertebratfauna 4:Ostracoda Mediterranea (Sydeuropaeiske Ostracoder). Archiv for Mathematik og Naturvidenskab 12, pp.173–324. (In Norwegian). Sars, G.O., 1925. An Account of the Crustacea of Norway with short descriptions and figures of all the species. 9: Ostracoda, pp.73–208. Schelske, C. L., Hodell, D. A., 1991. Recent changes in productivity and climate of Lake Ontario detected by isotopic analysis of sediments. Limnology and Oceanography. 36 pp.961-975. Sieger R., 1888,"Die Schwankungen der hocharmenischen Seen seit 1800 im Vergleich mit einigen verwandten Erscheinungen" Mitt. Geogr. Gesel. Bd.31, sf.95-115,159-181, 390-426, Vienna. Smith R. J., Martens K., 2000. The ontogeny of Eucypris virens (Cyprididae, Ostracoda). Hydrobiologia, 419, 31 - 63.

86

Snowball, I.F., 1993. Mineral magnetic properties of Holocene lake sediments and soils from the Karsa valley, Lappland, Sweden, and their relevance to palaeoenvironmental reconstruction. Terra Nova, 5, 258-270. Sorrel, P., 2006. The Aral Sea: A Palaeoclimate archive. Doctoral thesis. Institut für Geowissenschaften, Universität Potsdam, Deutschland Laboratoire PEPS, UMR 5125, Université Claude Bernard – Lyon 1, France Stuiver M. 1970. Oxygen and carbon isotope ratios of freshwater carbonates as climatic indicators. Journal of Geophysical Research, 75, 247-257. Sywula, T., 1976. New species of Ostracoda (Crustacea) from subterranean waters of Poland. Bulletin Academic Science Pol., 24. pp. 271-278. Şahin Y., Baysal A., 1972 Hazar Gölü Dip Faunası ve Yayılışları. İstanbul Üniversitesi, Fen Fakültesi, Hidrobiyoloji Araş. Ens. Yayınları, 9, 1-33. Şaroğlu, F., 1985. Geological and structural evolution of East Anatolian during Neotectonic period. PhD Thesis. İstanbul University, İstanbul. 240 pp. Şaroğlu, F., Emre, Ö ., Boray, A., 1987. Türkiyenin diri fayları ve depremsellikleri (Active faults of Turkey and their seismicity). MTA Report no. 8174 (unpublished), Ankara, p. 394. Şaroğlu, F., Emre,Ö ., Kuşçu, I., 1992. The East Anatolian fault zone of Turkey. Annales Tectonicae, 99–125 (Special Issue-Supplement to Volume VI). Şaroğlu F., Emre E. , Kuşçu İ., 1992b The East Anatolian Fault zone of Turkey, Annal.Tecn., 6, 99-125 Şen, B. & Topkaya, B., 1993. “Elazığ İli Çevresindeki Göllerin Kirlilik Düzeyleri.” II. Uluslararası Ekoloji ve Çevre Sempozyumu. Türk-Alman Kültür İşleri Yayın KuruluYayın Dizisi No:3, Ankara, s,70-75. Şen, B. &Topkaya, B., 1997. Lake Hazar. In: Conservation and Management of Lakes,Reservoirs and Wetlands in Turkey. International Lake Environment Committee (ILEC). Publication (Japan), 163-188. Şen, B., Alp, M.T., Özrenk, F., Ercan, Y. & Yıldırım, V., 1999. “A Study on the Amounts of Plant Nutrients and Organic Matter Carried into Lake Hazar (Elazığ-Türkiye).”Fresenius Environmental Bulletin 8: 272-279. Şen, B., Koçer, M. A.T. & Alp M.T., 2002. “Hazar Gölü’ne Boşalan Akarsuların Bazı Fiziksel ve Kimyasal Özellikleri”. F.Ü. Fen ve Mühendislik Bilimleri Dergisi, 14(1), 241-248. Şen B., 1988 Hazar Gölü (Elazığ) Alg florası ve Mevsimsel değişimleri üzerine gözlemler kısım 1. Litoral Bölge IX. Ulusal Biyoloji Kongresi, Cilt 3, s: 289-298, Sivas, Sungurlu, O., Perinc ek, D., Kurt, G., Tuna, E., Dülger, S., Çelikdemir, E., Naz, H., 1985. Elazığ – Hazar–Palu alanının jeolojisi (Geology of the Elazığ –Hazar– Palu area) Turkish Petroleum, Ankara, p. 189. Taymaz, T., Eyidogan, H., Jackson, J., 1991. Source parameters of large earthquakes in the East Anatolian Fault Zone (Turkey). Geophysical Journal International 106, 537– 550. Tatar, Y., Turan, M., Aksoy, E., 1995. Hazar Gölü'nün Oluşumu ve Jeolojik Özellikleri. 1. Hazar Gölü ve Çevresi Sempozyumu Bildiriler Kitabı. Sivrice Kaymakamlığı Yayınları, Yayın No: 2, s: 1-15.

87

Tıktık, Ö., 1995. Hazar Gölü ve Çevresi. 1. Hazar gölü ve Çevresi Sempozyumu. Sivrice Kaymakamlığı Yayınları, Yayın No:2, 105 – 110. Tellioğlu A., Şen D., 2002 Hazar Gölü (Elazığ) Rotifer Faunasının Taksonomik Yönden İncelenmesi E.Ü. Su Ürünleri Dergisi 2002 E.U. Journal of Fisheries & Aquatic Sciences Cilt/Volume 19, Sayı/Issue (1-2): 205 – 207 Tellioğlu A., Şen D., 2001 Hazar Gölü (Elazığ) Copepoda ve Cladocera Faunasının Mevsimsel Dağılımı G.Ü. Gazi Eğitim Fakültesi Dergisi Cilt 21, Sayı 2 7-18 Tıktık Ö., 1995 Hazar Gölü ve Çevresi. 1. Hazar gölü ve Çevresi Sempozyumu. Sivrice Kaymakamlığı Yayınları, Yayın No:2, 105 – 110. Tokat M., 1972 Hazar (Gölcük) Gölünün Copepoda ve Cladocera Türleri, İst.Üniv. Fen Fak. Hidrobiyoloji Araş.Enst. Yayınları, S.10. 12. Tokat M., 1976 Hazar (Gölcük) Gölünün Rotatorları ve Yayılışları, İst. Üniv. Fen Fak. Hidrobiyoloji Araş. Enst. Yayınları.1- 12 Tonbul, S., Yiğit, A., 1995. Pleyistosen'den Günümüze Hazar Gölü'ndeki Seviye Değişmeleri ve Hatunköy Kapması,1.Hazar Gölü ve Çevresi Sempozyumu, Syf. 41-69, Elazığ. Turan, M., 1993, Elazığ yakın civarındaki bazı önemli tektonik yapılar ve bunların bölgenin jeolojik evrimindeki yeri. A.Suat Erk Jeoloji Sim.(2-5 Eylül 1991), Bildirileri, s. 193-204. Ünlü, A., Uslu, G., Emiroğlu, M.E, Şekerdağ, N., 1996, Hazar Gölü Su Kalitesinin Araştırılması, II. Hazar Gölü ve Çevresi Sempozyumu, Sivrice Kaymakamlığı, Sivrice. Ünlü, A. ve Uslu, G., 1999, Hazar Gölü’nde Su Kalitesinin Değerlendirilmesi, Ekoloji Dergisi, 32, 7-13. Varol M., 2004, Hazar Gölü’ne dökülen Behrimaz Çayı’nın fiziksel ve kimyasal özellikleri Fırat üniversitesi Yüksek Lisans Tezi, Sayfa:109 Vesper, B.,1975. Ein Beitrag zur Ostracoden-fauna Schleswig-Holsteins. Mitteilungen aus dem Hamburgischen Zoologischen Museum und Institut, 72, pp. 97–108. Von Grafenstein, U., Erlenkeuser, H. and Trimborn, P., 1999. Oxygen and carbon isotopes in modern fresh-water ostracods valves: assensing vital offsets and autoecological effects of interest for paleoclimatic studies. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 148, 133-152. Wang, R.L., Scarpitta, S.C., Zhang, S.C. and Zheng, M.P., 2002, Later Pleistocene/Holocene climate conditions of Qinghai–Xizang Plateau (Tibet) based on carbon and oxygen stable isotopes of Zabuye Lake sediments. Earth and Planetary Science Letters 203, 461–77. Wefer, G., Berger, W.H., Fischer, G., Bijma J., 1999. Clues to Ocean History: A Brief Overview of Proxies. In: G. Fischer and G. Wefer (Eds) Use of Proxies in Paleoceanography: Examples from the South Atlantic. Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, pp 1-68. Wetzel R. G., 1976. Limnology Lake and River Ecosystems. Academic Press 32. London. Wetzel, R. G. 2001. Limnology: Lake and River Ecosystems. Academic Press, San Diego. 1006 pp. Williamson, D., Jackson, M. J., Banerjee, S. K., Marvin, J., Merdaci, O., Thouveny, N., Decobert, M., Gibert-Massault, E., Massault, M., Mazaudier D.,

88

and Taieb M., 1999. Magnetic signatures of hydrological change in a tropical maar-lake (Lake Massoko, Tanzania): Preliminary results Physics and Chemistry of the Earth, Part A: Solid Earth and Geodesy, Volume 24, Issue 9, Pages 799-803. Wünsch J., 1885. "Die Quelle des Westlichen Tigrisarmes und der See Gölldschik", Mitt.der.k.k.Geogr.Gesel. Bd.28,s.1-21,Wien. Xia, J., Ito, E. and Engstrom, D.R., 1997. Holocene climate reconstructions from tandem trace-element and stable-isotope composition of ostracodes from tandem trace-element and stable isotope composition of ostracodes from Coldwater Lake, North Dakota, USA. Journal of Paleolimnology 17, 85-100. Zhang, J.W., B.M. Cregg., 1996. Variation in stable carbon isotope discrimination among and within exotic conifer species grown in eastern Nebraska. USA. For. Ecol. and Management 83:181-187. 1301, 1302, 1305 ve 1307 Tarihli Mamuretül-Aziz Salnameleri.

89

ÖZGEÇMİŞ

Adı Soyadı : Emine Gül Sürmelihindi

Doğum Yeri : Gaziantep

Doğum Tarihi : 17 Ekim 1980

Lise : (1995-1998) Gaziantep Özel Güney Fırat Koleji

Lisans : (2001-2005) İstanbul Üniversitesi Jeoloji Müh. Bölümü

Yüksek Lisans : (2006-2008) İTÜ Avrasya Yerbilimleri Enstitüsü

İklim ve Deniz Bilimleri

Çalıştığı Kurum : (2006-2008) İTÜ-EMCOL, Araştırma Görevlisi

90

EKLER EK-1 Hazar Gölü'nde yapılmış analizler (DSİ, 1996 ve Çoban, 2007'den derlenerek hazırlanmıştır)

Parametre

pH

Sıcaklık Çözünmüş Oksijen

yıllar Aylar Tekevler DSİ Sivrice Göl

ortası Tekevler DSİ SivriceGöl

ortası Tekevler DSİ SivriceGöl

ortası Şubat 8,6 8,4 8,5 - 5,4 3,8 4,5 - 13,2 12,6 12,4 - Mayıs 8,3 8,2 8,2 - 9,2 8,8 8,9 - 10,1 10,4 10,2 -

1993 Temmuz 8,5 8,4 8,8 - 23 22,7 25,1 - 10,3 10,1 8,3 - Eylül 8,4 8,4 8,3 - 20,8 21,5 20,4 - 9,5 11,6 8,1 - Aralık 8,3 8,3 8,4 - 9,2 9 7,8 - 11,1 10,9 1,8 - Şubat 8,4 8,3 8,9 - 4,1 4,9 6,5 - 12,6 13 12,6 - Mayıs 8,3 8,4 8,7 - 8,5 8,3 11 - 10,9 10,7 11 -

1994 Temmuz 8,7 8,6 8,7 - 25,7 23,6 25,9 - 10,2 10,4 9,5 - Eylül 8,3 8,4 8,4 - 21,8 23,1 23,6 - 9,8 10,2 9,5 - Aralık 8,3 9 9,1 - 5,5 6,1 7,1 - 10,9 10,4 10,3 - Şubat 8,4 8,4 8,4 - 5,5 5,7 6,1 - 11,9 12 11,8 - Mayıs 8,7 8,8 7,6 - 21,4 21,5 15,9 - 10,2 9,9 9,6 -

1995 Temmuz 8,5 8,4 8,8 - 24,3 22,6 21,6 - 8,4 9,2 12,3 - Eylül - - 8,4 - - - 23,2 - - - 9,9 - Aralık 8,8 8,7 8,3 - 10,6 10,4 10,7 - 9,6 9,7 9,8 - Şubat 8,5 8,3 9 - 8,5 5,4 6 - 10,8 10,6 11,1 - Mayıs 8,8 8,3 8,9 - 19,3 13,1 18,3 - 11 11,8 11,8 -

1996 Temmuz 8,4 8,4 9,6 - 28,5 25 28,3 - 9,3 9,2 9,0 - Eylül 8,4 8,3 8,6 - 23,5 23,6 23,6 - 9,9 9,9 9,8 - Aralık 8,8 8,4 8,9 - 5,3 - 9,4 - 9,8 9,9 9,7 - Şubat - - - - - - - - - - - - Mart - 8,81 8,77 8,8 - 6,2 5,4 5,4 - 9,5 9,7 9,6

2006 Mayıs - 9,01 8,98 8,97 - 16,6 16,6 16,5 - 8,9 9,0 9,1 Temmuz - - - - - - - - - - - - Ağustos - - - - - 24,8 25,4 25,3 - - - - Eylül - 8,83 8,81 8,8 - 22 21,8 22,2 - - - - Aralık - 9,02 9,02 9,05 - 9,8 10 10,2 - 9,9 10,2 9,9

90

91

Parametre EC (µmhos/cm) AKM (mg/l) Toplam Alkalinite (mg/l)

yıllar Aylar Tekevler DSİ Sivrice Göl

ortası Tekevler DSİ SivriceGöl

ortası Tekevler DSİ Sivrice Göl ortası Şubat 2218 2354 2268 - 16 21 35 - 465 475 473 - Mayıs 2012 2178 2197 - 15 22 - - 415 415 408 -

1993 Temmuz 2263 2771 2002 - 29 13 15 - 478 483 473 - Eylül 2173 2092 2256 - 20 25 36 - 423 420 425 - Aralık 3140 3149 2827 - 16 9 37 - 435 438 443 - Şubat 2926 2410 2355 - 16 15 15 - 425 415 443 - Mayıs 2147 2177 1547 - 16 16 18 - 410 410 408 -

1994 Temmuz 2316 2290 2354 - 34 27 39 - 480 480 475 - Eylül 2131 2091 2043 - 38 42 44 - 430 432 428 - Aralık 2818 2785 2271 - 5 3 12 - 478 475 483 - Şubat 2285 2312 2029 - 31 22 12 - 418 420 445 - Mayıs 1698 1716 2093 - 44 53 67 - 343 345 370 -

1995 Temmuz 2200 2211 2128 - 21 22 26 - 365 370 318 - Eylül - - 2367 - - - 18 - - - 420 - Aralık 2305 2230 2201 - 24 20 24 - 450 450 455 - Şubat 1993 2449 1893 - 29 25 33 - 560 365 435 - Mayıs 2137 2231 2187 - 34 34 35 - 415 229 445 -

1996 Temmuz 2378 2001 2232 - 31 30 45 - 435 326 415 - Eylül 2171 2115 2135 - 39 31 29 - 445 363 412 - Aralık 2379 2341 2379 - 23 23 26 - 448 342 458 - Şubat - - - - - - - - - - - - Mart - 2,25 2,36 2,35 - 0,25 0,21 0,31 - - 820 862

2006 Mayıs - 2,21 2,21 2,22 - - - - - 702 719 703 Temmuz - - - - - - - - - - - - Ağustos - 2,25 2,24 2,26 - - - - - 680 640 600 Eylül - 2,32 2,29 2,31 - - - - - 591 570 581 Aralık - 2,34 2,32 2,38 - - - - - 661 652 666

91

92

Parametre Sertlik (Fr-)

Klorür (mg/l)

Sülfat (mg/l)

yıllar Aylar Tekevler DSİ Sivrice Göl

ortası Tekevler DSİ Sivrice Göl

ortası Tekevler DSİ Sivrice Göl

ortası Şubat - - - - 372 408 404 - 15 14,6 15,7 - Mayıs - - - - 372 372 360 - 22,9 23,2 24,6 -

1993 Temmuz - - - - 379 378 383 - 17,1 16,9 25,5 - Eylül - - - - 415 415 417 - 16,2 15,5 17,5 - Aralık - - - - 454 461 454 - 16,9 17,2 19,1 - Şubat - - - - 360 374 372 - 12,6 13,6 13,5 - Mayıs - - - - 365 363 355 - 20,2 19,8 18,8 -

1994 Temmuz - - - - 372 358 351 - 14,2 13,4 13,4 - Eylül - - - - 363 363 362 - 17,6 17 18,9 - Aralık - - - - 355 353 355 - 18,4 18,4 19,3 - Şubat - - - - 362 371 376 - 21,5 21,2 21 - Mayıs - - - - 358 354 360 - 13,5 13,4 20,9 -

1995 Temmuz - - - - 308 305 368 - 15 14,6 19,5 - Eylül - - - - 360 - 369 - - - 25,2 - Aralık - - - - 360 358 355 - 23,8 24,1 24,4 - Şubat - - - - 229 365 365 - 27,4 26,6 21,8 - Mayıs - - 28 28 396 228 243 - 19,9 19,7 20 -

1996 Temmuz - - - - 398 326 333 - 25,1 23,9 25,1 - Eylül - - - - 369 363 365 - 16,4 17,2 18,4 - Aralık - - - - 351 342 355 - 24,3 23,8 22,6 - Şubat - - - - - - - - - - - - Mart - - 30 32 - - 385 395 - - - -

2006 Mayıs - 46 47,6 46 - 372 - 372 - - - - Temmuz - - - - - - - - - - - - Ağustos - - 48 48 - 402 399 389 - - - - Eylül - 54 51,2 51,2 - 407 411 417 - - - - Aralık - 39,4 42 42 - 402 400 412 - - - -

92

93

Parametre

Na+

(mg/l) K+

(mg/l) Ca+

(mg/l)

yıllar Aylar Tekevler DSİ Sivrice Göl

ortası Tekevler DSİ Sivrice Göl

ortası Tekevler DSİ Sivrice Göl

ortası Şubat 373,06 412,3 391,6 - 1,33 1,44 1,31 - 16 16 16 - Mayıs 343,85 350,8 359,9 - 1,31 1,4 1,65 - 12 12 12 -

1993 Temmuz 285,2 365 343,3 - 1,22 1,47 1,65 - 10 8 12 - Eylül 391,46 396,2 396,2 - 0,75 0,86 0,79 - 16 16 16 - Aralık 418,6 430,8 429,6 - 0,88 0,75 0,66 - 12 12 12 - Şubat 355,9 359,4 363,4 - 1,17 1,15 0,64 - 10 10 12 - Mayıs - 409,6 379,5 - 1,25 1,23 1,19 - 16 14 18 -

1994 Temmuz 358,11 375,1 372,4 - 1,12 1,08 1,09 - 12 10 14 - Eylül 335,34 345,4 339,3 - 1,07 1,05 1,04 - 14 14 12 - Aralık 281,52 285,2 120,8 - 1,47 1,31 1,06 - 14 14 14 - Şubat 339,02 330,1 345 - 1,22 1,15 1,11 - 13 14 16 - Mayıs 231,29 224,3 192,7 - 1,31 1,29 1,2 - 12 12 14 -

1995 Temmuz 405,67 401,6 321,9 - 0,62 0,64 1,22 - 12 12 10 - Eylül - - 361,1 - - - 1,26 - - - 12 - Aralık 309,35 309,4 301,5 - 1,14 1,09 1,1 - 12 14 12 - Şubat 371,07 379 326,7 - 1,04 1,22 1,06 - 13 14 16 - Mayıs 351,21 339,7 351,2 - 0,98 0,96 0,98 - 12 12 12 -

1996 Temmuz 368,11 320,9 332,1 - 1,34 0,13 1,3 - 12 12 12 - Eylül 300,96 303,5 303 - 1,08 1,1 1,07 - 12 14 14 - Aralık 346,36 308,2 307,7 - 0,98 0,91 0,94 - 12 10 12 - Şubat - - - - - - - - - - - - Mart - 182,5 157,5 - - 5,7 6,9 - - 2,7 2,7 -

2006 Mayıs - 107 106 113 - 6,1 5,7 4,9 - 5,2 5,6 4,6 Temmuz - - - - - - - - - - - - Ağustos - - - - - - - - 0 - - - Eylül - 153,3 150 145,8 - 7,8 8,9 8,1 - 3,4 3,3 3,3 Aralık - 193,1 196,1 148 - 6,3 6,5 6,8 - 6,3 5,4 5,5

93

94

Parametre Işık Geçirgenliği (m) yıllar Aylar Tekevler DSİ Sivrice Göl ortası

Şubat - - - - Mayıs - - - -

1993 Temmuz - - - - Eylül - - - - Aralık - - - - Şubat - - - - Mayıs - - - -

1994 Temmuz - - - - Eylül - - - - Aralık - - - - Şubat - - - - Mayıs - - - -

1995 Temmuz - - - - Eylül - - - - Aralık - - - - Şubat - - - - Mayıs - - 2,25 3,35

1996 Temmuz - - - - Eylül - - - - Aralık - - - - Şubat - - - - Mart - 3,1 3 2,8

2006 Mayıs - 3,5 3,5 3,5 Temmuz - - - - Ağustos - 3,3 3,1 3,2 Eylül - 4,8 4,6 4,9 Aralık - 2,1 2,5 2,5

95

EK-2 HZWS-1 ve HZPC-1 karotları boyunca ostracod faunası ve dağılımı

HZWS-1(cm)

Can

dona

neg

lect

a Sa

rs

Faba

efor

mis

cand

ona

turc

ica

n.sp

.

Faba

efor

mis

cand

ona

anat

olia

n.s

p.

Faba

efor

mis

cand

ona

haza

rens

is n

.sp.

Lim

nocy

ther

e sp

.1

Lim

nocy

ther

e sp

.2

0-1 * * * 5-6 * * * * 10-11 * * * * 15-16 * * * * 20-21 * * * * 25-26 * * * * 30-31 * * * * 35-36 * * * * 40-41 * * 45-46 * * 50-51 * * 55-56 * * * 60-61 * * * * 65-66 * * 70-71 * * * 75-76 * * * * 80-81 * * * * 85-86 * * 90-91 * * * * 95-96 * * * 100-101 * * * * 105-106 * * * * 109-111 * * * *

96

HZPC-1(cm)

Can

dona

neg

lect

a Sa

rs

Faba

efor

mis

cand

ona

turc

ica

n.sp

.

Faba

efor

mis

cand

ona

anat

olia

n.sp

.

Faba

efor

mis

cand

ona

haza

rens

is n

.sp.

Lim

nocy

ther

e sp

.1

Lim

nocy

ther

e sp

.2

0-1 * * * 5-6 * * * * 10-11 * * * * 15-16 * * * * 20-21 * * * * 25-26 * * * * 30-31 * * * * 35-36 * * * * 42-43 * * 47-48 * * 52-53 * * 57-58 * * * 62-63 * * * * 67-68 * * 72-73 * * * 77-78 * * * * 82-83 * * * * 87-88 * * 92-93 * * * * 97-98 * * * 102-103 * * * * 107-108 * * * * 112-113 * * * 117-118 * * * * 122-123 * * * 127-128 * * * * 132-133 * * * * 136-137 * * * * 139-140 * * * 144-145 * * * * 151-152 * * * * 156-157 * * * 161-162 * * * 166-167 * * * * 171-172 * * * * 176-177 * * * * 182-183 * * * * 187-188 * * * 191-192 * * * * 196-197 * * * 200-201 * * *

97

HZPC-1(cm)

Can

dona

neg

lect

a Sa

rs

Faba

efor

mis

cand

ona

turc

ica

n.sp

.

Faba

efor

mis

cand

ona

anat

olia

n.sp

.

Faba

efor

mis

cand

ona

haza

rens

is n

.sp.

Lim

nocy

ther

e sp

.1

Lim

nocy

ther

e sp

.2

205-206 * * * 210-211 * * * * 215-216 * * * * 220-221 * * * * 225-226 * * * * 230-231 * * * * 235-236 * * * * 240-241 * * * 245-246 * * * 250-251 * * * 255-256 * * * 260-261 * * * * * * 265-266 * * * * 270-271 * * * 275-276 * * * 280-281 * * * * 286-287 * * * * 291-292 * * * 297-298 * * * * 302-303 * * * * 306-307 * * * * 311-312 * * * 316-317 * * 322-323 * * * * 327-328 * * 332-333 * * * 337-338 * * * * 342-343 * * * * 347-348 * * * 352-353 * * * 357-358 * * * 362-363 * * * 367-368 * * * 372-373 * * * 377-378 * * * 383-384 * * * * 389-390 * * * * 392-393 * * * * 396-397 * * * 400-401 * * * 405-406 * * *

98

HZPC-1(cm) C

ando

na n

egle

cta

Sars

Faba

efor

mis

cand

ona

turc

ica

n.sp

.

Faba

efor

mis

cand

ona

anat

olia

n.s

p.

Faba

efor

mis

cand

ona

haza

rens

is n

.sp.

Lim

nocy

ther

e sp

.1

Lim

nocy

ther

e sp

.2

410-411 * * 415-416 * * * 419-420 * * * 424-425 * * * 430-431 * * * 435-436 * * * 440-441 * * * * 447-448 * * * * * * 450-451 * * * * * 455-456 * * * * * 460-461 * * * * * 465-470 * * * * * 470-471 * * * * * * 475-476 * * * * * 480-481 * * * * * * 485-486 * * * * * * 490-491 * * * * * * 495-496 * * * * 500-501 * * *